Geologie im Gelände: Das Outdoor-Handbuch
Author: Tom McCann; Mario Valdivia Manchego; Stephan Meyer
Date: 2015-08-06T22:00:00+00:00
Keywords: Geowissenschaften; Geologie; Naturwissenschaften & Technik; Geografie; Fachbücher
Description: Dieses Buch lädt Sie ein, draußen im Gelände die Geologie hinter Landschaften und Gesteinen aufzuspüren – ein idealer Zugang, um die vielseitigen und komplexen geologischen Prozesse zu verstehen, die im Wechselspiel von Magmatismus, Tektonik, Metamorphose, Klima und Sedimentation die heutige Erdoberfläche geformt haben. Gesteine und geologische Strukturen an der Erdoberfläche liefern die Schlüsselinformationen, die uns ermöglichen, die Abläufe im Bereich der Erdkruste und des oberen Mantels über die langen Zeiträume ihrer Entstehung nachzuvollziehen. Tom McCann und Mario Valdivia-Manchego biet
Publisher: Springer Verlag

Tom McCann · Mario Valdivia Manchego

Geologie
im Gelände

Das Outdoor-Handbuch

Geologie im Gelände

Tom McCann

Mario Valdivia Manchego

Geologie im Gelände

Das Outdoor-Handbuch

Tom McCann, Mario Valdivia Manchego

Universität Bonn, Steinmann Institut für Geologie,

Mineralogie und Paläontologie

Bonn, Deutschland

ISBN 978-3-8274-2382-5 ISBN 978-3-8274-2383-2

(eBook)

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2

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Planung: Merlet Behncke-Braunbeck

Grafiken: Abb. 2.90 bis 2.100 und Abb. 3.7 bis 3.16 von Stephan Meyer, Dresden Gedruckt auf säurefreiem und chlorfrei gebleichtem Papier.

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(www.springer.com)

V

Vorwort

Die Idee zu diesem Buch entstand im Gelände. Unsere vorliegende Auswahl hat sich aus den Erfahrungen der

Erfahrung auf geologischen Exkursionen und Gelän- Geländebetreuung ergeben.

deübungen mit Studierenden zeigte, dass ein „Out-
door-Handbuch“ zum Nachschlagen vor Ort in vielen Die Aufnahme und Interpretation vor Ort steuern die

Situationen hilfreich wäre. Daher möchten wir vor allem Probennahme und sind dadurch tatsächlich eng mit den
die Gesteine, Merkmale und Prozesse erläutern, die am Untersuchungsmethoden im Labor, am Mikroskop und

Aufschluss anzutreffen und auch dort zu beschreiben dem Abgleich des wissenschaftlichen Kenntnisstandes
und erkennen sind. Die komplexen Prozesse, die zur verknüpft. Nicht zuletzt ist die rechnergestützte Erhe-

Entstehung unserer Erde geführt haben und ihre heutige bung, Darstel ung und 3D-Analyse von Geländedaten

Veränderung steuern, sind in den geologischen Struk- heute ein grundlegendes Hilfsmittel zur Visualisierung
turen gespeichert und werden häufig erst im Gelände und Plausibilitätsprüfung von Strukturmodellen.

verständlich.

Dieses Buch soll dem Studierenden der Geowissen-

Vor jeder ersten Idee zur Entstehung eines Gesteins steht schaften, gerade zu Beginn des Studiums als Begleiter
die korrekte Gesteinsansprache. Minerale und ihr Auftre- helfen, noch unbekannte geologische Situationen rich-
ten im Gestein bilden die Grundlage zum Erkennen der tig einzuschätzen. Später, nach zahlreichen Geländeta-

Gesteine. Damit können wir uns schon erste Gedanken gen, wird die eigene Geländeerfahrung – eine wichtige
zu ihrer Entstehung machen. Um geologische Prozesse berufliche Schlüssel qualifikation – diese Aufgabe über-
abzuleiten, genügt es nicht, nur die einzelnen Gesteine nehmen. Wir wünschen uns, dass wir einen Keim zur
zu erkennen, vielmehr gilt es, das Zusammenspiel der gelände orientierten Arbeitsweise legen können, der zu
im Gelände vorkommenden Gesteinskörper zu begrei- neuen Forschungsansätzen führen mag.

fen. Mit Hilfe der Geländeaufnahme, der geologischen

Kartierung, Profilaufnahme und Probennahme soll jedes Jeder, der durch die Natur wandert, kann geologisch be-
wichtiges Detail, ähnlich einer „Tatortaufnahme“, im Ge- obachten. Im Gebirge ist dies besonders beeindruckend,
lände festgehalten werden. Jedes Indiz ist von Bedeutung, aber auch im Flachland treten Gesteine an Weganschnit-
um daraus die Bildungsgeschichte abzuleiten.

ten oder auf Feldern als Lesesteine auf. Wir möchten den
geointeressierten Laien dazu ermuntern, auf die geolo-

Zahlreiche Grafiken und Fotos sollen vor Ort helfen, die gische Spurensuche zu gehen. Geologen reisen gerne in
geologische Situation rasch einzuordnen und Ansätze Raum und Zeit, und wir möchten Sie auf diese Reise
für weitergehende Untersuchungen aufzuzeigen. Wir mitnehmen.

bitten um Verständnis, wenn nicht alle Aspekte in ei-
nem Geländehandbuch ihren Platz finden können. Die Tom McCann & Mario Valdivia Manchego

Danksagung

Tom McCann

Mario Valdivia Manchego

Ich möchte mich bei Laura Bührig für Ihre Hilfe in die- Bei den Studierenden der Geowissenschaften in Bonn
sem Buchprojekt bedanken.

möchte ich mich an erster Stelle bedanken. Sie haben mir
auf zahlreichen Exkursionen und Geländeübungen viele

Für die Übersetzungsarbeiten bedanke ich mich bei: sehr interessante Fragen gestel t, rätselhafte Gesteine und

Laura Bührig, Jani Biber, Dennis Czerwinski, Nadine Aufschlüsse gezeigt und mit mir spannende Ideen zu ih-

Conze, Hannah Vossel, Janine Könen, Jutta Reynders, rer Entstehung diskutiert. Sie waren die Motivation für

Manuela Rüßman, Christoph Barthels, Janina Strehlow, dieses Buch.

Marco Wolf, Hannah Wolf-Lieder und Timo Böser.

Insbesondere bedanke ich mich bei: Thomas Lorscheid,

Georg Oleschinski ist verantwortlich für die vielen aus- Phillip Nel , Jo Rink, Jasper Heinz, Stefan Strube, Kat-
gezeichneten Fotos von Mineralen und Fossilien, wäh- harina Liedtke, Tina Geißler, Johannes Schmid-Kienin-
rend Bettina Krumbiegel und Laura Bührig die Umset- ger, Kathi Schweitzer, Marco Wolf, Hanna Lieder-Wolf,
zung der Diagramme übernommen haben.

Alena Ebinghaus, Samir Azzous, Gloria Mouanga, Mela-
nie Vanderhallen, Moritz Lissner, Benjamin English und

Meinen Kollegen Niko Froitzheim, Thorsten Geis- Felix Kühbauch. Sie alle haben durch Bildmaterial (auch
ler-Wierwille, Georg Heumann, Martin Länger, Jes Rust, wenn es nicht oder nur teilweise veröffentlicht wurde)

und Renate Schumacher danke ich für die Durchsicht und Hilfestel ungen zu diesem Buch beigetragen.

früherer Versionen der verschiedenen Kapitel und für
ihre hilfreichen Kommentare.

Dem Verlag danke ich für die vertrauensvolle Zusam-
menarbeit und die Möglichkeit, die große Zahl an Bil-

Bildmaterial und Gesteinsproben wurden dankenswer- dern und Grafiken in dieser Form als Outdoor-Hand-
terweise bereitgestel t von: M. Bräunlich (kristallin.de), buch zu veröffentlichen.

C. Breitkreuz, J. Burow, N. Froitzheim, A. Hendrich,

M. Lange, A. Luguet, A. Mauel, M. Menning, P. Modreski, Schließlich möchte ich meiner Mutter danken. Sie hat

B. Murphy, R. Schumacher, K. Wellnitz und T. B. Weisen- mir gezeigt, in der Natur auf Kleinigkeiten zu achten und
berger.

mich von der ersten „Steinesammlung“ bis zu meinem

Studium und Beruf bekräftigt. Angela und Leonardo ha-

Schließlich möchte ich mich bei meiner Familie (Mam, ben viel Geduld mit ihrem Vater bewiesen, der ständig

Gary & Sylvia, Robert & Celine, Jackie & Kathy) und „im Gelände“ ist. Ganz besonders danke ich Bianca.

Freunden (insbesondere Thomas & Martin, Bernd

& Marcus, Alan & Elizabeth) und ganz besonders bei

Bernd, Fionan & Joshua – für all die wundervollen Mo-
mente – bedanken.

VII

Inhaltsverzeichnis

1 Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

Tom McCann

1 .1 Kristalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

1 .1 .1

Kristallsymmetrie und Kristallsysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1 .1 .2 Kristallform . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

1 .2

Farbe, Strichfarbe und Glanz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

1 .2 .1 Durchsichtigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1 .2 .2 Farbe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1 .2 .3 Strichfarbe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1 .2 .4 Glanz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

1 .3

Physikalische Eigenschaften . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

1 .3 .1 Härte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

1 .3 .2

Spaltbarkeit und Bruch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1 .3 .3

Tenazität (Zähigkeit) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1 .3 .4

Dichte (spezifisches Gewicht) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1 .4

Andere Eigenschaften . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1 .4 .1

Erkennung von Mineralen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

1 .5 Mineralassoziationen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

1 .6

Minerale in Magmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12

1 .7

Minerale in Metamorphiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16

1 .8

Ausgewählte Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18

1 .8 .1 Metalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18

1 .8 .2 Nichtmetalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19

1 .8 .3

Sulfide und Sulfosalze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .20

1 .8 .4

Halogenide und Evaporite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .22

1 .8 .5

Oxide und Hydroxide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23

1 .8 .6 Karbonate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25

1 .8 .7 Sulfate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .27

1 .8 .8 Phosphate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28

1 .8 .9 Silikate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28

2

Gesteine und Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .41

Tom McCann

2 .1

Die drei Hauptgesteinsarten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .43

2 .2

Magmatische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .43

2 .2 .1

Untersuchung magmatischer Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45

2 .2 .2

Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .46

2 .2 .3

Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .52

2 .2 .4

Klassifikation magmatischer Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .55

2 .2 .5

Vulkanische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .59

2 .2 .6

Weitere Aspekte der Klassifikation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .60

2 .2 .7

Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .62

2 .2 .8 Vulkane . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .63

2 .2 .9

Vulkanische Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .64

2 .2 .10 Vulkanische Eruptionstypen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .65

2 .2 .11 Magmatische Gesteine – Plutonite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .74

2 .2 .12 Vulkanite und Subvulkanite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .78

2 .2 .13 Pyroklastische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .81

2 .2 .14 Ultramafische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .82

2 .3

Metamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .83

2 .3 .1

Temperatur, Druck und Metamorphosegrad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .85

2 .3 .2

Metamorphe Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .85

2 .3 .3

Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .90

2 .3 .4

Beschreibung metamorpher Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .93

2 .3 .5

Identifikation von metamorphen Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .97

2 .3 .6

Ausgewählte metamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .99

VIII

Inhaltsverzeichnis

2 .4 Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .103

2 .4 .1

Unterscheidung von Sedimentfaziestypen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .104

2 .4 .2

Beschreibung klastischer Sedimente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .104

2 .4 .3

Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .119

2 .4 .4 Massenströme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .127

2 .4 .5 Erosionsstrukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .129

2 .4 .6 Postablagerungsstrukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .131

2 .4 .7

Biogene Strukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .134

2 .4 .8 Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .137

2 .5 Ablagerungssysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .141

2 .5 .1

Plattentektonik und Ablagerungsmilieus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .141

2 .5 .2 Ablagerungsmilieus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .141

2 .6 Diagenese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .155

2 .6 .1

Diagenese und diagenetische Bereiche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .155

2 .6 .2

Klastische Diagenese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

2 .6 .3 Karbonatdiagenese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157

2 .6 .4 Konkretionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .159

2 .7 Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .159

3 Fossilien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .163

Tom McCann

3 .1

Fossilien und Paläoökologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .164

3 .1 .1

Entstehung und Erhaltung von Fossilien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .164

3 .1 .2 Biostratigraphie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .166

3 .1 .3

Umweltbedingte Verbreitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .166

3 .2 Fossilgruppen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .169

4

Die geologische Karte – ein 3D-Modell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .183

Mario Valdivia Manchego

4 .1

Inhalt und Aufbau geologischer Karten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

4 .2

Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .191

4 .3

Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht auf geologische Strukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .194

4 .4 Signaturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .197

5

Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .201

Mario Valdivia Manchego

5 .1

Die topographische Kartengrundlage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .203

5 .2

Der Blattschnitt topographischer Karten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .207

5 .3

Topographische Informationen – geologisch interpretiert . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .208

5 .4

Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209

5 .5

Geographische und magnetische Pole . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .215

5 .6

Positionsbestimmung mithilfe der topographischen Karte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .216

5 .7

Standortbestimmung mit GPS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .217

6

Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte . . . . . . . . . . . . . . . . .219

Mario Valdivia Manchego

6 .1

Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .223

6 .2

Gesteinsansprache und Aufschlusssituation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .226

6 .3

Auf der Suche nach geologischen Grenzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .231

6 .4

Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .235

6 .5

Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .241

6 .5 .1

Sedimentäre Abfolgen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .241

6 .5 .2

Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .266

6 .5 .3

Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279

7

Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände . . . .289

Mario Valdivia Manchego

7 .1

Tektonische Prozesse deformieren die Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

7 .2

Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

7 .2 .1

Klüfte im Gelände . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .292

7 .2 .2 Verwerfungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

IX

Inhaltsverzeichnis

7 .3 Faltenstrukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .309

7 .3 .1

Falten im Gelände erkennen und beschreiben . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .316

7 .3 .2

Nichttektonische Faltenstrukturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .327

7 .4

Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .329

7 .4 .1

Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .330

7 .4 .2

Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .338

7 .5

Profilaufnahme und Probennahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .342

7 .5 .1

Die Profilaufnahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .342

7 .5 .2 Probennahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .352

7 .5 .3

Gesteins- und Aufschlussfotografie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .354

7 .6

GIS und 3D-Modellierung in der Geologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .355

Serviceteil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .367

Stratigraphische Handtabelle von Deutschland . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .368

Literaturverzeichnis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .369

Stichwortverzeichnis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .371

1

1

Minerale

Tom McCann

1.1

Kristalle – 2

1.1.1

Kristallsymmetrie und Kristallsysteme – 3

1.1.2

Kristallform – 3

1.2

Farbe, Strichfarbe und Glanz – 5

1.2.1

Durchsichtigkeit – 6

1.2.2

Farbe – 6

1.2.3

Strichfarbe – 6

1.2.4

Glanz – 6

1.3

Physikalische Eigenschaften – 7

1.3.1

Härte – 7

1.3.2

Spaltbarkeit und Bruch – 8

1.3.3

Tenazität (Zähigkeit) – 8

1.3.4

Dichte (spezifisches Gewicht) – 8

1.4

Andere Eigenschaften – 8

1.4.1

Erkennung von Mineralen – 9

1.5

Mineralassoziationen – 9

1.6

Minerale in Magmatiten – 12

1.7

Minerale in Metamorphiten – 16

1.8

Ausgewählte Minerale – 18

1.8.1

Metalle – 18

1.8.2

Nichtmetalle – 19

1.8.3

Sulfide und Sulfosalze – 20

1.8.4

Halogenide und Evaporite – 22

1.8.5

Oxide und Hydroxide – 23

1.8.6

Karbonate – 25

1.8.7

Sulfate – 27

1.8.8

Phosphate – 28

1.8.9

Silikate – 28

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_1, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

2

Kapitel 1 • Minerale

1

Die Erde, der Mond und einige andere Himmelskörper sind aus

Gesteinen aufgebaut. Gesteine sind aus meist mehreren Minera-

. Tab. 1.1 Chemische Einteilung der Minerale (vereinfacht nach

Strunz 1982, Okrusch und Matthes 2005)

len geformt und können daher als Mineralaggregate beschrieben

2
werden. Minerale bestehen aus einem Element (z. B. Silber, Kupfer)

Klasse

Abteilung

Beispiele
oder einer chemischen Verbindung (z. B. Halit, NaCl) und aus ei-

1.

Elemente

Gediegene

Kupfer Cu, Silber Ag, Gold

3
nem festen, kristallinen, symmetrischen Körper, d. h. sie weisen eine

Kristal struktur mit regelmäßig angeordneten Atomen, Ionen oder

Metalle

Au,

Molekülen auf. Minerale sind auf natürliche Weise im Erdkörper

Metalloide

Arsen As,

4
gewachsen – und wurden durch einen geologischen Prozess gebildet.

(Halbmetalle)

Es gibt ca. 4600 anerkannte Minerale, ca. 250 davon gelten als

Nichtmetalle

Graphit und Diamant C,
gesteinsbildende Minerale und nur 100 werden als häufig angesehen

5

Schwefel S

(. Tab. 1.1). Weniger als 40 Minerale bauen den größten Teil der

Gesteine auf. Die große Mehrheit der Erdkruste besteht aus Quarz,

2.

Sulfide

Galenit PbS, Sphalerit ZnS

6

Feldspat, Glimmer, Chlorit, Tonmineralen, Calcit, Epidot, Olivin,

3.

Halogenide

Halit NaCl, Fluorit CaF

Klinopyroxenen, Hornblende, Magnetit, Hämatit, Limonit und ei-

2
nigen anderen Mineralen (. Tab. 1.2). Fast jedes Gestein beinhaltet

4.

Oxide

Korund Al O , Quarz SiO ,

2

3

2

7
mehrere Minerale. Besonders wichtig sind die sogenannten

Hämatit Fe O

Haupt-

2

3
minerale (Hauptgemengteile, > 10 Vol.-%); sie bilden die Hauptbe-

Hydroxide

Goethit Fe3+OOH
standteile des Gesteins. Die üblichen Hauptminerale sind oft Quarz

8

5.

Karbonate

Calcit CaCO
und Feldspat sowie einige eisenhaltige Minerale (Pyroxen, Amphi-

3
bol, Biotit). Gesteinsbildende Minerale müssen nicht häufig vorkom-

Nitrate

Nitratin Na(NO )3

9
men. Sie müssen zumindest in einigen Mineralen als integrierte Ge-

Borate

Sinhalit MgAl(BO )

steinsbestandteile auftreten. Gesteinsbildende Minerale können auch

4
akzessorisch, als sogenannte Nebenminerale (Nebengemengteile,

6.

Sulfate

Baryt Ba(SO ), Gips

4

10

1–10 Vol.-%) oder Akzessorien (< 1 Vol.-%) vorkommen, das heißt,

Ca(SO )∙2H O

4

2
dass sie in untergeordneter Menge, teilweise jedoch regelmäßig in

Chromate

Krokoit Pb(CrO )4

11

Gesteinen zu finden sind.

Molybdate

Wulfenit Pb(MoO )4

Wolframate

Wolframit (Fe, Mn)WO4

12

1.1 Kristalle

7.

Phosphate

Apatit Ca (F,Cl,OH)/(PO )

5

4 3

Kristalle sind feste, homogene, anisotrope Körper mit einer dreidi-

8.

Silikate

Inselsilikate

Olivin (Mg,Fe) (SiO )

2

4

13
mensionalen periodischen Anordnung ihrer atomaren chemischen

Ringsilikate

Beryll Al Be (Si O )

2

3

6

18

Bausteine. In einer Kristal struktur sind die Atome, Ionen oder

Kettensilikate

Pyroxene – Diopsid

14

Molekülgruppen regelmäßig zu Raumgittern angeordnet, d. h. in

CaMg(Si O )

bestimmten Richtungen treten sie immer wieder in gleichen Ab-

2

6

Amphibole – Tremolit
ständen auf. Jeder Kristal , d. h. auch jedes kristallisierte Mineral,

Ca Mg (OH,F) /AlSi O

15
zeichnet sich durch einen ihm eigenen, geometrisch definierten

2

5

2

3

10

Feinbau aus. Als Ergebnis dieses Gitterbaus sind Kristalle relativ

Schichtsilikate

Muskovit KAl (OH,F) /

2

2

AlSi O

3

10

16
homogen, d. h. sie sind physikalisch und innerhalb festgelegter

Grenzen chemisch einheitlich aufgebaut (außer bei Mineralen mit

Gerüstsilikate

Feldspäte – Kalifeldspat

Zonarbau, d. h. eine Zonierung innerhalb des Kristal s, die durch

K(AlSi O )

3

8

17
sich ändernde Bedingungen – Druck, Chemismus, Temperatur usw.

– während der Kristallisation entsteht). Wenn sich die innere Sym- entwickeln können. Wenn Minerale unter solchen Bedingungen
metrie eines Minerals am äußeren Erscheinungsbild zeigt, spricht wachsen können, sind ihre Kristallflächen in einer solchen Regelmä-

18
man von einem Kristal .

ßigkeit arrangiert, dass sie ihre Idealform ausbilden und sie darüber

Zur Beschreibung und Identifizierung eines Minerals gehören in Gruppen eingeteilt werden können.

19
nicht nur seine kristallographischen, physikalischen und chemischen

Der interne kristalline Bau jedes Minerals ist durch eine defi-

Eigenschaften, sondern auch sein Auftreten und Vorkommen in der nierte Geometrie der dreidimensionalen periodischen Anordnung

Natur. Wie bereits erwähnt, kommen einige Minerale in bestimmten der beteiligten Ionen oder Atome bestimmt. Jedem Mineral kommt

20

Gesteinen häufiger vor als andere, z. B.:

-
somit ein ganz bestimmter Bautyp seines Kristallgitters zu. Zusätz-

Granit – Feldspat, Quarz, Glimmer,

-
lich beeinflusst die Kristal struktur die Eigenschaften eines Mine-

Kalkstein – Calcit, Dolomit,
rals enorm. Zum Beispiel entstehen so die Unterschiede zwischen

21
während andere Minerale an besondere Druck- und/oder Tempera- Diamant und Graphit, welche beide aus Kohlenstoff aufgebaut sind.

turbedingungen gebunden sind, wie beispielsweise in metamorphen

Gesteinsbildende Minerale behindern sich bei gleichzeitigem

22

Gesteinen:

-

Wachstum gegenseitig. Sie weisen deshalb meist unregelmäßige

Kyanit (Disthen) – Drücke oberhalb von 4 kbar.

Korngrenzen auf. Eine unregelmäßige Mineralausbildung im Ge-
stein wird als xenomorph bezeichnet. In anderen Fällen weisen

23

Die Gestalt eines Kristal s, definiert über natürlich gebildete Flächen, die Minerale typische Kristallflächen auf. Ihre Form wird dann
reflektiert die regelmäßige atomare Anordnung des speziellen Mi- als idiomorph bezeichnet. Idiomorph ausgebildete Minerale tre-
nerals. Kristal wachstum findet meist in Hohlräumen statt (Klüfte, ten besonders als Einsprenglinge in vulkanischen Gesteinen oder

Spalten) wo die wachsenden Minerale ihre spezifische Kristallform als Porphyroblasten (idioblastisch, d. h. neu oder umkristallisierte

1

3

1.1 • Kristalle

Minerale – Blasten – mit ideal ausgebildeter Kristallform) in meta-
morphen Gesteinen auf. Andere Begriffe, die wir benutzen, um Mi-

. Tab. 1.2 Häufigkeit von Mineralen in der Erdkruste in Vol.-%

(nach Ronov und Yaroshewsky 1969)

nerale zu beschreiben, sind mikrokristallin – nur einzelne Kristalle
sind erkennbar, und kryptokristallin – keine individuellen Kristalle

Mineral

Vol.-%
sind erkennbar.

Plagioklas

39

Alkalifeldspäte

12

1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

Quarz

12

Viele Objekte in der Natur sind symmetrisch, zum Beispiel die Blüten

Pyroxene

11
vieler Pflanzen, sogar wir Menschen. Bei näherer Betrachtung wird
klar, dass die Objekte im zweidimensionalen Raum spiegelsymmet-

Amphibole

5
risch um eine Fläche aufgebaut sind. Andere Objekte wie Kristalle

Glimmer

5
können achsensymmetrisch um eine Rotationsachse gedreht werden.

Olivin

3

Bei gleicher Symmetrie können Kristalle innerhalb einer Rotation
zwei-, drei-, vier-, oder sogar sechsfach gedreht werden. Diese Achse

Tonminerale (+ Chlorit)

4,5
nennt man Zwei-, Drei-, Vier- oder Sechsfachachse der Symmetrie

Calcit (+ Aragonit)

1,5

(Kristalle haben nie eine Achse der Fünffach-Faltesymmetrie).

Kristalle können aufgrund ihrer Symmetrie in sieben verschie-

Magnetit (+ Titanomagnetit)

1,5
dene Systeme gruppiert werden. Die verschiedenen Kristal systeme

Dolomit

0,5
haben Referenzachsen wie in . Abb. 1.1. Die Referenzachse des

Andere (Granat, Kyanit/Disthen, Andalusit, Sillima-

4,9
trigonalen Systems ist genau wie die des hexagonalen Systems mit
nit, Apatit etc.

dem Unterschied, dass das trigonale System eine senkrechte Drei-
fachachse der Symmetrie hat.

Die verschiedenen Kristal systeme, wie in . Abb. 1.1 dargestel t, 1.1.2 Kristallform
bilden unterschiedliche Tracht und Habitus aus.

- Kubisches System – die Kristalle können nicht nur Würfel, Die Form, die ein Kristall einnimmt, ist abhängig von dem be-
sondern auch z. B. Oktaeder, Rhombendodekaeder, Penta-
sonderen Kristal system, dem es angehört. Kristallformen können
gondodekaeder, Ikositetraeder (z. B. Pyrit, Bleiglanz) sein,

-
entweder geschlossen sein (z. B. Würfel, Oktaeder, Tetraeder, Do-

Tetragonales System – ähnlich wie kubische Formen, aber
dekaeder), indem sie Plätze einschließen, oder offen, wenn die Kris-
mit einer längeren Achse. Dadurch entstehen Prismen und Py-
tallflächen parallel sind, und damit Platz nicht einschließt. Geschlos-
ramiden, Trapezoeder und achtseitige Pyramiden (z. B. Rutil,
sene Kristallformen können als isolierte Kristalle (z. B. Pyritwürfel,

Chalkopyrit, Zirkon),

-

Spinelloktaeder) auftreten. Typische offene Formen beinhalten ein

Orthorhombisches System – ähnlich wie die Kristalle des

Pinakoid (zwei gleiche Flächen parallel zu zwei Achsen), ein Prisma
tetragonalen Systems, außer dass sie keinen quadratischen

(eine Form, die drei oder mehr parallele Flächen beinhaltet, die

Querschnitt zeigen. Es entstehen z. B. rhombische Prismen

Flächenkanten haben Kontakt), oder eine Pyramide. Sie treten mit
oder Doppelpyramiden (z. B. Olivin, Aragonit),

-
anderen Kristallformen gemeinsam auf, um eine geschlossene Form

Hexagonales System – 6-seitige Prismen mit einem hexagona- zu bilden.

len Querschnitt (z. B. Beryl , Apatit),

-

Die charakteristische Form, die ein Kristall annimmt, kann sehr

Trigonales System – Kristalle dieses Systems haben eine
nützlich für die Identifizierung von Mineralen sein. So sind z. B.

3-fache Rotationsachse statt einer 6-fachen wie im hexagona-

Granate oft körnig, der Habitus von Glimmer ist plattig/blättrig,
len-System. Zusätzlich ist der Querschnitt der prismatischen
und Amphibole sind häufig nadelig bis stängelig. Jedoch können

Grundform dreieckig im Vergleich mit einem 6-seitigen

Minerale, die demselben Kristal system angehören, oder sogar Kris-

Querschnitt im hexagonalen System (z. B. Dolomit, Hämatit,
talle derselben Substanz markante Unterschiede in ihrer Gestalt und

Korund),

-

Kristal form zeigen. Zum Beispiel gibt es mehr als 300 verschiedene

Monoklines System – wie ein schiefes tetragonales System;

Kristallformen von Calcit mit insgesamt fast 1000 verschiedenen
zwei Achsen stehen senkrecht, die dritte schief. Typische Kris-

Kristal variationen. Manchmal wachsen zwei Kristalle desselben
talle sind Basispinakoide und Prismen mit geneigten Endflä-

Minerals zusammen und bilden Zwillinge. Die Verwachsung folgt
chen (z. B. Gips, Sphen, Augit, Orthoklas),

-
einem bestimmten kristallographischen Gesetz und kann zu cha-

Triklines System – normalerweise nicht symmetrisch von
rakteristischen Formen bestimmter Minerale führen (z. B. Gips,
einer Fläche zur anderen, weil alle drei Kristal achsen ver-

Staurolith) (. Abb. 1.2).

schiedene Längen haben und gegeneinander geneigt sind (z. B.

Bei der Identifikation von Mineralen im Handstück (d. h. eine

Plagioklas, Mikroklin, Wol astonit).

Gesteinsprobe in Handgröße) ist es besonders wichtig, die Anwe-
senheit von Kristallflächen zu erkennen. Sie können in drei Gruppen

Besonders interessant ist die Tatsache, dass Minerale, die aus glei- unterteilt werden, die vom Grad der Entwicklung von Kristallflächen
chen Atomen aufgebaut sind, verschiedene Atomanordnungen abhängig sind:

aufweisen können. Diese Minerale sind polymorph. Beispiele sind 1. Idiomorph (eigengestaltig) – Körner sind komplett eingeschlos-

Pyrit und Markasit, die beide chemisch gleich zusammengesetzt sind
sen von Kristallflächen,

(Formel: FeS). Andererseits haben einige Minerale eine unterschied- 2. Hypidiomorph – Körner sind teils eingeschlossen von Kristal -
liche chemische Zusammensetzung, aber die gleiche Kristal struktur
flächen,

(z. B. Halit – NaCl, Bleiglanz – PbS; beide gehören dem kubischen 3. Xenomorph (fremdgestaltig) – Körner ohne jegliche erkennbare

System an).

Kristallflächen.

4

Kapitel 1 • Minerale

1
a3

2

Kubisches System
a1= a2= a3 bzw. a = b = c
a2

3
α = β = γ = 90˚
a1

4
c

5

Tetragonales System
a1= a2 ≠ c bzw. a = b ≠ c
a
α = β = γ = 90˚

2
a

6

1

7
c

8

Orthorhombisches System
a ≠ b ≠ c
b
a

9
α = β = γ = 90˚

10

11
c

Hexagonales System
a1= a a

2 =

3 ≠ c

12

Winkel zwischen a
a
und
a
und (γ)= 120˚

1

2

3
a
a

Winkel zwischen a , a , a

= 120˚
c

1

2

3 und
a

Ein Kristall ist hexagonal wenn er eine 6-zählige

13

Achse aufweist

14
c

Trigonales System

15
a1= a a

2 =

3 ≠ c
a
a

Winkel zwischen a
a
und
a
und (γ)= 120˚

1

2

3
a

Winkel zwischen a , a , a

= 120˚
c

1

2

3 und

16

17
c

Monoklines System

18
a ≠ b ≠ c
α = γ = 90˚, β ≠ 90˚
a
b

19

20

Triklines System
c

21
a ≠ b ≠ c
α ≠ β ≠ γ
b

22
α= Winkel zwischen b und c
a
β= Winkel zwischen a und c
γ = Winkel zwischen a und b

23

. Abb. 1.1 Referenzachsen und kristallographische Parameter der sieben Kristallsysteme und einige Beispiele für jedes System (nach Hamilton et al. 1974 und Markl 2004)

1

5

1.2 • Farbe, Strichfarbe und Glanz

. Abb. 1.2a–f Zwillingsformen in Mineralen.

a Schwalbenschwanz in Gips, b lamellenartiger

Gips

Plagioklas

Fluorit

Albitzwilling in Plagioklas, c Durchdringungs-
zwilling in Fluorit, d Durchdringungszwillinge

(Eisernes Kreuz) in Pyrit, e Durchkreuzungs-
zwilling in Staurolith, f Karlsbader-Zwilling
in Orthoklas (nach Wenk und Bulakh 2004)

a
b
c

Pyrit

Staurolith

Orthoklas
d
e
f

Vorsichtige Prüfung der Winkel zwischen den Kristallflächen auf
idiomorphe und hypidiomorphe Körner kann eine wichtige Hilfe
zur relevanten Symmetrie der Kristalle sein. Die folgenden Eigen-
schaften können nützlich sein für die präzise Identifikation von Mi-
neralkörnern (. Abb. 1.3):

- Körnig, kugelig oder spätig (isometrisch) – Individuelle
a
b
c

Kristalle sind mehr oder weniger äquidimensional oder sphä-
roidal, z. B. Fluorit. Solche Formen bilden häufig Kristalle des
kubischen Systems (z. B. Granat als Dodekaeder kristallisiert).

- Tafelig, plattig, blättrig oder schuppig – Die Kristalle haben
zwei ähnlich lange und eine kürzere Dimension. Diese Form
ist typisch für Kristalle mit einer geschichteten Atomverteilung

(z. B. Glimmer und Chlorit). Die plattige Form solcher Mine-
rale trägt zur Foliation (d. h. die Bildung blättriger Flächen)

metamorpher Gesteine bei (z. B. Schiefer).

-
d
e
f
g

Prismatisch, kurzsäulig, stängelig, nadelig oder faserig –

Hier sind die Kristalle stabförmig. Dieser Habitus ist typisch
für Kristalle mit einer Hauptachse der Symmetrie (3-, 4- oder

6-fach), begrenzt durch Prismen. Trigonale und hexagonale

Kristalle haben typischerweise 3, 6 oder 12 Flächen, während
h
i
j
tetragonale Kristalle 4 oder 8 Flächen aufweisen. Unter spezi-
fischen Wachstumsbedingungen können sich solche Kristalle

. Abb. 1.3a–j Habitus der Kristalle: a–c körnig/isometrisch, d–g pris-
senkrecht zur Hauptachse der Symmetrie verlängern. Typische matisch, h–j tafelig. a Pyrit mit Dodekaeder und Würfel, b Sphalerit prismatische Kristalle sind Turmalin und Topas. Ein typisches mit dominierendem Tetraeder, c äquiaxialer Hämatit, d tonnenförmige stängeliges Mineral ist Rutil (in Quarz), auch Amphibol oder

Körnung, e prismatischer Calcit, f stängeliger Hämatit, g stängeliger Stibnit,

Antimonit, während Chrysotil ein faseriges Mineral bildet.

h tafeliger Orthoklas, i blättriger Muskovit, j blättriger Hämatit (nach Wenk

Einige Minerale existieren auch als Kristal aggregate. Während und Bulakh 2004)

die einzelnen Kristallformen in solchen Aggregaten vielleicht un-
sichtbar sind, kann die Gestalt des Aggregats diagnostisch sein, etwa
nierig-traubig (z. B. Hämatit), parallelfaserig oder radialstrahlig. 1.2 Farbe, Strichfarbe und Glanz

Minerale wie z. B. Kupfer haben manchmal abgezweigte Formen, die
dendritisch genannt werden (. Abb. 1.4).

Die optischen Eigenschaften eines Minerals sind abhängig von der

Wechselwirkung des Lichts mit dem Mineral. Eine Gruppe von Ei-
genschaften kann für verschiedene Minerale beschrieben werden,
die von der Farbe bis hin zur Strichfarbe reichen.

6

Kapitel 1 • Minerale

1
kugelig,
kugelig
nierig, traubig

(konzentrisch-lagig)

(sphärolithisch)

2

3

4

5

6

7
parallelfaserig
radialstrahlig
blättrig, schuppig

8

9

10

11

12

. Abb. 1.4 Erscheinungsformen in Mineralaggregaten (nach Hamilton et al. 1974, Schumann 2007)

13

1.2.1 Durchsichtigkeit
sonders nützlich für opake Erzminerale (z. B. Sulfide, Oxide), be-

14
sonders solche mit metallischem oder submetallischem Glanz. Die

Durchsichtigkeit ist eine Funktion der atomaren Struktur eines Mi- Strichfarbe kann unabhängig von der makroskopischen Betrachtung
nerals, vor allem der Verbindung der Atome miteinander. Sie ist ein sein. Hämatit zum Beispiel kann im Handstück rot bis metallgrau

15

Maß für den Betrag des Lichts, das durch ein Mineral absorbiert sein, die Strichfarbe jedoch ist immer dunkelrotbraun.

wird. Minerale können folglich als durchsichtig (z. B. Calcit, Chlo-

Um die Strichfarbe zu sehen, muss man einen Teil des Minerals

16
rit, Korund), durchscheinend (z. B. Glimmer) oder undurchsichtig auf einer Strichtafel (unglasiertem weißem Porzel an) reiben, um (z. B. Pyrit) klassifiziert werden.

eine Spur von Staub zu erzeugen. Das Mineral muss eine Härte auf-
weisen, die geringer als die der Porzel antafel ist.

17

1.2.2 Farbe

1.2.4 Glanz

18

Die Farbe von Mineralen ist das Ergebnis der spezifischen Aufnahme
von Teilen des Spektrums des weißen Lichts. Die beobachtete Farbe Der Glanz eines Minerals wird bestimmt von der Menge des Lichts,

19
ist aufgrund der Wellenlängen des Lichts diejenige, die am wenigsten die von der Oberfläche reflektiert wird, und ist daher abhängig vom
absorbiert wird. Die meisten Minerale können verschiedene Far- Brechungsindex des einzelnen Minerals. Glanz kann variabel sein,
ben zeigen. Zum Beispiel kann Granat rot, gelb, farblos und sogar sowohl in der Art als auch in der Intensität – von stark glänzend (z. B.

20
schwarz sein (tatsächlich findet man Granat in jeder Farbe außer Calcit auf Spaltflächen), wenig glänzend, schimmernd oder glanzlos/

Blau). Während Farbe deshalb oft ein wichtiges diagnostisches Kenn- matt. Die Haupteinteilung ist metallisch und nichtmetallisch. Einige zeichen ist, kann sie auch irreführen. Im Allgemeinen ist die Farbe Minerale können verschiedene Arten von Glanz zeigen oder zeigen

21
allein deshalb ein unzureichendes Mittel zur Identifizierung. Es gibt einen unterschiedlichen Glanz auf Kristallflächen und gebrochenen
verschiedene Farben (Ursachen sind u. a. Farbzentren z. B. ein Gitter- Oberflächen.

22
defekt in einem Kristal , chemische Zusammensetzung, . Tab. 1.3).

Metallischer Glanz entsteht typischerweise bei Materialien, die

Licht stark absorbieren und opak sind. Typische Bespiele sind Queck-
silber, Bleiglanz, Stibnit, Graphit, Kupfer, Chalkopyrit, Pyrit, Gold

23

1.2.3 Strichfarbe
und Silber. Unvol ständig metallischen Glanz nennt man submetal-
lisch oder halbmetallisch (z. B. Hämatit, Rutil, Goethit, Magnetit).

Die Strichfarbe entsteht aus pulverfeinem Abrieb des Minerals und

Der Glanz nichtmetallischer Minerale wird mit folgenden Be-
kann eine charakteristische Farbe aufweisen (. Tab. 1.4). Sie ist be- griffen beschrieben:

1

7

1.3 • Physikalische Eigenschaften

. Tab. 1.3 Farben bestimmter Minerale (nach Wenk und Bulakh

. Tab. 1.4 Strichfarben bestimmter Minerale (nach Wenk und Bulakh

2004)

2004)

Mineral

Edelstein

Farbe

Strichfarbe

Minerale

Fluorit
violett

Metallischer Strich

Halit
blau, gelb
goldgelb

Gold

Topas
blau, gelb
silberweiß

Silber, Arsen, Bismut

Korund

Rubin
rot
kupferrot

Kupfer

Saphir
blau
grauweiß

Platin

Granat

Spessartin
gelb-orange

Nichtmetallischer Strich

Almandin
dunkelrot
schwarz

Pyrolusit, Graphit, Covellin, Ilmenit,

Magnetit

Beryll

Smaragd
dunkelgrün
grünschwarz

Chalkopyrit, Pyrit

Aquamarin
blau-grün
braunschwarz

Pyrit, Markasit

Morganit
pink bis violett
grauschwarz

Chalkosin, Bornit (hell), Bleiglanz,

Cordierit
blau

Covellin, Markasit, Arsenopyrit (dunkel)

Kyanit/Disthen
blau
grau

Antimon, Graphit, Stibnit, Molybdänit

Topas

Goldtopas
gold

(Molybdänglanz) (blau bis grün)

Turmalin

Rubellit
rosa bis rot
braun

Sphalerit (hell bis farblos), Rutil (hell)

Quarz

Amethyst
violett
rotbraun

Cuprit (leuchtend), Hämatit, Manganit

Citrin
gelb
braungelb

Goethit

Rosenquarz
rosa
rot

Cinnabarit (Zinnober), Hämatit (dunkel)

Rauchquarz
braun
orangerot

Realgar

Tigerauge
goldgelb
gelb

Auripigment (hell)

Olivin

Peridot
grün
grün

Malachit (hell)

Türkis
blau

-
blau

Azurit (hell), Lazurit

Diamantglanz/diamantähnlich – Zirkon, Sphalerit, Diamant,

-

Struktur des Minerals – vor allem mit der Stabilität der chemischen

Wachsglanz/Fettglanz/Harzglanz – Apatit, Nephelin, Halit,

Bindungen zwischen den einzelnen Atomen oder Ionen. Im Allge-

Gips, Talk, Serpentin, Schwefel, Sodalith, Chalzedon,

-
meinen nimmt die Härte mit zunehmender Atomgröße und dichte-

Seidenglanz – Asbest,

-
rer Packung der Atome zu.

Perlmuttglanz – dieser Glanz kann bei Mineralen mit perfek-

Die Härte wird mit der Mohs-Skala gemessen. Jedes Mineral
ter Spaltbarkeit gut entwickelt sein,

-
wird von dem Mineral, das in der Skala unter ihm steht, geritzt:

Glasglanz – Quarz, Opal, Amphibol, Pyroxen, Olivin, Feld-

1. Talk (weich),
spat, Baryt, Celestit, Anhydrit, Beryl , Granat, Turmalin, Do-

2. Gips,
lomit, Calcit, Fluorit, Spinell, Cordierit, Kyanit, Epidot, Apatit,

3. Calcit,

Topas. Viele verschiedene andere gesteinsbildende Minerale

4. Fluorit,
gehören zu dieser Gruppe,

-

5. Apatit,

Erdig – Graphit, Goethit, Limonit, Tonminerale, Anglesit,

6. Feldspat,

Magnesit, Hämatit, Chlorit.

7. Quarz,

8. Topas,

9. Korund,

1.3

Physikalische Eigenschaften

10. Diamant (hart).

Es gibt eine enge Beziehung zwischen den physikalischen Eigen- Minerale mit der Härte 1 fühlen sich seifig oder fettig an. Ein Finger-
schaften eines Minerals und der atomaren Struktur. Folglich sind nagel hat eine Härte von ca. 2,5, eine Kupfermünze eine Härte von ca.

viele der physikalischen Eigenschaften bedeutend für die präzise 3. Ein Taschenmesser aus Stahl hat eine Härte von ca. 5,5. Minerale

Identifizierung eines Minerals. Einige der nützlichsten Eigenschaf- mit einer Härte von > 6 können Glas ritzen.

ten sind unten skizziert.

Beim Prüfen der Härte eines Minerals sol te das folgende Ver-
fahren angewendet werden:

1. Untersuchen Sie zunächst die Oberfläche mit einer Lupe, um die

1.3.1 Härte

Anwesenheit von alten Kratzern zu überprüfen. Es sol te immer
eine frische Oberfläche verwendet werden, da die Verwitterung

Die Härte eines Minerals ist der Widerstand, dem es gegenüber Rit-
von Mineralen die Härte beeinflussen kann (Veränderung/se-
zen oder Schleifen zeigt. Sie steht eng im Zusammenhang mit der
kundäre Umwandlung s. ▶ Abschn. 2.6).

8

Kapitel 1 • Minerale

1

2. Nach dem Anritzen der Oberfläche muss diese von Pulver ge-
reinigt werden. Mit der Lupe werden nun die möglichen Kratzer
auf der Oberfläche untersucht.

2

3. Stellen Sie sicher, dass das Material wirklich geritzt wurde und
keine schon vorher existierenden Brüche oder Spalten geöffnet

3
wurden.

a
b
c
d

Nach der Prüfung sol ten ein paar wichtige Punkte beim Interpre-

4
tieren der Ergebnisse bedacht werden:

- Erinnern Sie sich daran, dass Minerale einer ähnlichen Härte
sich gegenseitig ritzen können.

5

- Ein Mineral kann auf einer Fläche härter sein als auf einer an- e
f
g
deren. Auch kann es auf der gleichen Fläche in unterschiedli-

6
chen Richtungen unterschiedlich hart sein (Härteanisotropie).

. Abb. 1.5a–g Beispiele von Spaltbarkeit in Mineralen. a perfekte Spaltbar-
keit, mit Entstehung von Schuppen oder Blättern, z. B. bei Glimmer, b zwei
dominante Spaltflächen mit Entstehung von faserigen oder prismatischen

7

1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch

Fragmenten, z. B. bei Amphibol, c drei 90°-orientierte Spaltflächen mit Entste-
hung von Würfeln, z. B. bei Halit, d Oktaederspaltbarkeit in Fluorit, e symmetri-

Minerale können uneinheitliche Bruchflächen, sogenannte Fraktu-

8
sche Spaltbarkeit in trigonalem Calcit. Die 3-fache Symmetrieachse ist vertikal.

ren, aber auch saubere Brüche entlang ihrer Spaltbarkeit aufweisen. Der Winkel zwischen Spaltflächen kann auch zur Mineralidentifikation benutzt Beide deuten auf die innere Struktur des Minerals hin und haben werden – z. B. f Amphibol und g Pyroxen (nach Wenk und Bulakh 2004) 9
einen hohen diagnostischen Wert bei der Identifizierung.

Spaltbarkeit ist eine Tendenz, an bestimmten parallelen Ebe- so verformbar; sie werden spröde genannt. Wieder andere Minerale
nen im Kristallgitter eines Minerales zu brechen aufgrund der Kraft können mit einem Messer geschnitten werden; sie sind schneidbar.

10
der Bindungen zwischen den verschiedenen Atomen. Zum Beispiel Wenn das Mineral verbogen werden kann, ist es entweder elastisch
gibt es in Schichtsilikaten starke chemische Bindungen innerhalb biegsam (Glimmer) oder unelastisch biegsam (Chlorit).

11
der Silizium-Sauerstoff-Schichten, aber die Bindungen zwischen den
einzelnen Schichten sind schwach. Folglich lässt sich Glimmer leicht
in dünne Blättchen spalten und hat perfekte Spaltbarkeit (höchst 1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

12
vollkommen, . Abb. 1.5). Die meisten Spaltungen stellen eine eher

„gesteppte“ Oberfläche dar, und können als sehr vollkommen (Cal- Die Dichte bezieht sich auf das Volumen eines Materials und wird im
cit), vollkommen (Sphalerit), gut/deutlich (Gips) oder schlecht/ Allgemeinen in Gramm pro Kubikzentimeter ausgedrückt. Die Dichte 13
undeutlich/ unvollkommen (Cassiterit) beschrieben werden. Weni- eines Minerals ist abhängig von der Art der Atome (d. h. ihr Gewicht)

ger perfekte Spaltbarkeit ist auf Variationen innerhalb der atomaren in der Kristal struktur, sowie von der Dichte ihrer Packung. Schwere

14

Bindungskräfte zurückzuführen. Einige Minerale können auch mehr Atome und enge Packungen bedeuten eine höhere Dichte. Minerale
als eine Spaltfläche haben. In solchen Fällen kann der Winkel zwi- mit einem großen Dichteunterschied, aber ähnlichen Größen, können
schen den Spaltflächen auch von großer Wichtigkeit für die Mineral- leicht durch Fühlen des Gewichts an einem Handstück unterschieden

15
identifizierung sein (z. B. 90°-Winkel für Pyroxene, 124°/56°-Winkel werden. Es ist wichtig, die relative Dichte mit Exemplaren der bekann-
für Amphibole).

ten Dichte auszumessen, und ein Gefühl für Minerale mit niedriger

16

Brüche entstehen in Mineralen, die nur eine schlecht definier- (1,5–2,5 g/cm3), mittlerer (2,5–3,0 g/cm3) und hoher (> 3,0 g/cm3)

bare oder keine Spaltung zeigen. Sie neigen dazu, auf uneinheit- Dichte zu erlangen. Die Dichte für eng gepackte Strukturen wie zum
lich orientierten Oberflächen zu brechen. Die Orientierung dieser Beispiel Metalle, Sulfide und Oxide ist im Allgemeinen hoch, während

17

Bruch oberflächen ist nicht abhängig von irgendeiner strukturellen sie für offene polyedrische Strukturen (z. B. Sulfate, Karbonate, Sili-

Steuerung innerhalb des Minerals, sondern auf die Spannungsver- kate) im Allgemeinen niedrig ist (s. Beispiele in . Tab. 1.5). Alle Mi-teilung im Kristall zur Zeit des Bruchs zurückzuführen. Uneinheit- nerale mit einer Dichte über ca. 2,85 g/cm3 gelten als Schwerminerale.

18
licher Bruch ist typisch für Minerale ohne jegliche Spaltbarkeit, wie
zum Beispiel Apatit. Eine besondere Art von Bruch wird muschelig 1.4 Andere Eigenschaften

19
genannt und produziert glatte gebogene Oberflächen wie z. B. Quarz
und Opal. Bruch kann auch halbmuschelig oder spröde/ uneben/
rau sein. Bei Metallen kann der Bruch hackig sein, während faserige Einige Minerale haben besondere magnetische, elektrische oder ra-20

Minerale splittrig oder faserig brechen.

dioaktive Eigenschaften, die wichtig sind, um die Minerale zu un-
terscheiden:

- Gefühl: Talk und Serpentin sind glitschig oder „seifig“.

21

1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)

- Geschmack: Wasserlösliche Minerale haben einen eindeutigen

Geschmack, wenn sie leicht auf der Zunge gerieben werden

22

Die Tenazität (Zähigkeit) ist eine diagnostische Eigenschaft, die die

(z. B. Halit – salzig, Sylvin – bitter).

Reaktion eines Minerals auf Zerquetschen, Biegen, Schneiden oder - Geruch: Einige frisch gebrochene oder leicht erhitzte Minerale

Drücken (d. h. auf mechanisch veranlasste Änderungen in Gestalt
haben einen besonderen Geruch (z. B. einige S- oder As-Mine-

23
oder Form) ausdrückt. Einige Minerale (z. B. Gold, Kupfer) können
rale).

durch Hämmern oder Strecken bearbeitet werden und werden als - Magnetische Eigenschaften: Einige Minerale (z. B. Magnetit)

geschmeidig (duktil) bezeichnet. Andere (z. B. Quarz), sind nicht
sind magnetisch.

1

9

1.5 • Mineralassoziationen

. Tab. 1.5 Dichte (in g/cm3) von ausgewählten Mineralen unter

Glanz auf Flächen/Spaltflächen und Bruchkanten
normalen Bedingungen (nach Wenk und Bulakh 2004)

Mineral

Dichte (in g/cm3)

Sylvin

1,99

Halit

2,16

Graphit

2.15
metallisch und submetallisch nicht-metallisch, Diamantglanz

Gips

2,33

Beispiele:

Beispiele:

Orthoklas

2,56

Graphit

Diamant

Talk

2,70

Pyrit

Halit

Galenit

Quarz

Quarz

2,65

Magnetit

Kalzit

Calcit

2,71

Feldspat

Muskovit

2,80

. Abb. 1.6 Hauptunterteilung von Mineralen nach Glanz, mit einigen Bei-

Dolomit

2,90
spielen (nach Wenk und Bulakh 2004)

Granat

3,1–4,2

Olivin

3,22–4,39

1. Insel-, Gruppen- und Ringsilikate – sind gut entwickelte Kris-
talle mit verschiedenen Farben und einer Härte von ≥ 6 (4–6 je

Korund

4,00
nach Richtung).

Baryt

4,50

2. Kettensilikate (und Doppelketten) – die Kristallform ist selten
optimal oder ideal; diese Minerale sind öfter als prismatische

Pyrit

5,02

Körner zu finden, mit Spaltflächen entlang der Verlängerungs-

Magnetit

5,18
richtung. Die Farbe ist gewöhnlich grün in unterschiedlichen

Intensitäten. Die Härte verläuft von 4,5–7.

Hämatit

5,25

3. Schichtsilikate – die Kristalle der Schichtsilikate sind flach,

Eisen

7,3–7,9
blättrig und haben eine ausgezeichnete basale Spaltbarkeit. Meis-

Galenit

7,58
tens sind sie grün, braun, farblos oder rosafarben und haben eine
niedrige Härte, verlaufend von 1–3.

Kupfer

8,95

4. Gerüstsilikate – gewöhnlich farblos oder leicht farbig. Sie haben

Gold

19,30
einen glasartigen Glanz und eine mittlere Härte von 5–7.

-

Eine vereinfachte Methode und besonders gut für Minerale, die ver-

Fluoreszenz: Wenn gewisse Minerale (z. B. Fluorit) mit
wittert sind und deren Glanz nicht genau zu erkennen ist, ist es, nur
ultraviolettem Licht bestrahlt werden, senden sie Licht im
die Farbe zu nutzen.

sichtbaren Teil vom Spektrum aus, sie werden fluoreszierend
genannt.

- Wärmeleitfähigkeit: Minerale mit guter Wärmeleitfähigkeit 1.5 Mineralassoziationen
fühlen sich kühl an (z. B. Metalle, Quarz).

Die meisten Minerale sind eng miteinander im Gestein verbunden.

Viele Gesteine, besonders die, die durch magmatische und meta-

1.4.1 Erkennung von Mineralen
morphe Prozesse entstehen, sind mehr oder weniger im chemischen

Gleichgewicht zur Zeit der Formung. Deswegen stehen koexistie-

Die makroskopische Bestimmung von Mineralen im Gelände wird rende Minerale oder Gruppen von Mineralen in einem bestimmten
mit einfachem Handwerkzeug erledigt, u. a. durch Lupe, anhand der chemischen Verhältnis zueinander. Über die Anwesenheit anderer

Härteskala (s. o., im Gelände durch Fingernagel (Härte 2), Kupfer- Minerale können manchmal unbekannte Vertreter bestimmt wer-
münze (Härte 3), Taschenmesser (Härte 5–6), einem Porzel antäfel- den. Folglich kann die Identität eines unbekannten Minerals teil-
chen (Strich), Magnet und verdünnte Salzsäure. Die Erkennung ei- weise durch das Vorhandensein eines anderen Minerals bestimmt
nes Minerals fängt an mit der Klassifizierung des Glanzes – entweder werden. Zum Beispiel sind in sauren magmatischen Gesteinen die
metallisch oder nichtmetallisch (. Abb. 1.6).

Hauptminerale Quarz, Feldspat und Glimmer („ Feldspat, Quarz

Der nächste Schritt ist, Minerale in jeder dieser Hauptgruppen und Glimmer – die drei vergess ich nimmer“). In klastischen sedi-

(metallisch/nichtmetallisch) gemäß ihrer Härte und Farbe zu klas- mentären Gesteinen (s. ▶ Abschn. 2.4) sind diese drei Minerale sifizieren (. Abb. 1.7 und . Abb. 1.8).

dominant. Dazu kommen Gesteinsfragmente und Matrix/Zement

Schließlich sol ten die anderen diagnostischen Eigenschaf- (s. ▶ Abschn. 2.6.2). In sowohl magmatischen als auch metamorphi-ten verwendet werden, um die Identifizierung zu bestätigen schen Gesteinen können andere Minerale bzw. Mineralassoziationen

(. Abb. 1.9).

charakteristisch sein. Einige Minerale (z. B. Pyroxene, Amphibole,

Für Silikate ist das Verfahren verschieden – am besten ist es, sie Feldspäte, Olivin usw.) sind in beiden zu finden, mit teilweise leicht
in der folgenden Reihenfolge zu analysieren:

unterschiedlichen Kompositionen.

10

Kapitel 1 • Minerale

1

Metallischer und submetallischer Glanz

2
schwarz
grau,
grau-schwarz
pink
rot
bronze

-ähnlich
braun
gelb
blau

3

4

Graphit (1)

Molybdänit (1)

5

Realgar (1,5 - 2)

Stibnit (2 - 2,5)

Covellin (1,5 - 2)

6

Galenit (2 -3)

Silber (3)

Gold (2,5)

7

Kupfer (3)

HÄRTE

Sphalerit (3 - 4)

Cuprit (3,5 - 4)

8

Pyrrhotin (4)

Chalkopyrit (3 - 4)

Wolframit (4,5 - 5,5)

9

Goethit (5 - 5,5)

Goethit (5 - 5,5)

Ilmenit (5,5 - 6)

Wolframit (4,5 - 5)

10

Magnetit (5,5 - 6)

Markasit (5 - 6)

Cobaltit (5 - 6)

Hämatit (5,5 - 6,5)

Hämatit (5,5 - 6,5)

11

Pyrit (6 - 6,5)

Arsenpyrit (5,5 - 6)

Chromit (5,5 - 7,5)

Rutil (6)

12

13

Habitus der Kristalle, Spaltflächen, Strichfarbe

14

. Abb. 1.7 Klassifizierung von Mineralen mit metallischem und submetallischem Glanz aufgrund ihrer Härte (in Klammern) und Farbe, mit Beispielen (nach Wenk und Bulakh 2004)

15

16

17

18

19

20

21

22

23

1

11

1.5 • Mineralassoziationen

Nichtmetallischer Glanz (z.B. Diamantglanz, Glasglanz)

schwarz
grau,
weiß, farblos
rot, pink
braun
gelb
grün
blau

Gips (1,5 - 2)

Sylvin (1,5 -2)

Sylvin (1,5 -2)

Schwefel (1,5 - 2)

Halit (2)

Realgar (1,5 - 2)

Auripigment (1,5 - 2)

Zinnober (2,5 - 3)

Kalzit (3)

Calcit (3)

Halit (2)

Anhydrit (3 - 3,5)

Cölestin (3 - 3,5)

Baryt (3 - 3,5)

Cuprit (3,5 - 4)

Cölestin (3 - 3,5)

Sphalerit (3 - 4)

Wulfenit (3)

Dolomit (3,5 - 4)

Sphalerit (3 - 4)

Malachit (4)

Azurit (3,5 - 4)

Aragonit (3,5 - 4)

Siderit (4 - 4,5)

Dolomit (3,5 - 4)

Sphalerit (3 - 4)

HÄRTE

Siderit (4 - 4,5)

Fluorit (4)

Fluorit (4)

Fluorit (4)

Fluorit (4)

Magnesit (4 - 4,5)

Scheelit (4,5)

Apatit (5)

Apatit (5)

Apatit (5)

Apatit (5)

Cassiterit (6 - 7)

Quarz (7)

Quarz (7)

Cassiterit (6 - 7)

Korund (9)

Korund (9)

Korund (9)

Diamant (10)

Habitus der Kristalle, Spaltflächen, Strichfarbe

. Abb. 1.8 Klassifizierung von Mineralen mit nichtmetallischem Glanz (außer silikatischen Mineralen) aufgrund ihrer Härte ( in Klammern) und Farbe, mit Beispielen (nach Wenk und Bulakh 2004)

12

Kapitel 1 • Minerale

1

. Abb. 1.9 Geländebestimmungsgang für

Minerale (nach Markl 2004)

HELLE ODER SCHWACH FARBIGE MINERALE

2
mit deutlichen Spaltflächen
ohne deutliche Spaltflächen
glimmerartig:

Härte
härter
etwa
weicher
mit Messer
mit Messer

3

TALK
anisotrop: als Messer: Messerhärte: als Messer
nicht ritzbar:

ritzbar:

MUSKOVIT

DISTHEN

TOPAS

FELDSPÄTE

QUARZ

NEPHELIN

PARAGONIT

KORUND

LEUCIT

4

SODALITH

APATIT

OLIVIN

5
wasserlöslich:

mit HCI
mit HCI
mit HCI

HALIT
brausend:

schwach
brausend
brausend:

CALCIT

ARAGONIT

DOLOMIT

6

7
strahlig
pulvrig
würfelige
auffällig
weich bzw.

oder nadelig: oder krustig:

Kristalle:

schwer:

sehr weich:

WOLLASTONIT ZEOLITHE

FLUORIT

BARYT

ANHYDRIT

8

ZEOLITHE

GIPS

9

10

DUNKLE ODER FARBIGE MINERALE
glimmerartig
nicht glimmerartig

11
grün/schwarz:

grünlich:

Metallglanz
farbig

Glasglanz,
schwarz

BIOTIT

CHLORIT

12

SERPENTIN
kurzprismatisch: langprismatisch:

PYROXEN

AMPHIBOL

13

TURMALIN
gelblich oder golden
gräulich, bräunlich
oder schwarz

14
magnetisch:

unmagnetisch:

PYRRHOTIN

PYRIT

CHALKOPYRIT
braun:

rotbraun:

grünlich oder

STAUROLITH

GRANAT
bläulich:

15
magnetrisch:

würfelige

Stichfarbe

ZIRKON

ZIRKON

AMPHIBOL

MAGNETIT

EPIDOT

Spaltbarkeit:

OLIVIN

GALENIT

APATIT

16

CORDIERIT
rot:

gelblich- dunkelbraun bis

BERYLL

HÄMATIT
braun:

schwarz:

AZURIT

17

GOETHIT

ILMENIT

MALACHIT

18

1.6

Minerale in Magmatiten

Gesteinsbildende Minerale können in mehrere Kategorien auf-

19
grund ihrer Anteile unterteilt werden: Hauptgesteinsbildende Mi-

Magmatische Gesteine enthalten eine bedeutsame Vielfalt an si- nerale (Hauptgemengteile, > 10 Vol.-%), akzessorische Minerale
likatischen und nichtsilikatischen Mineralen, die in zwei große (Nebengemengteile, 1–10 Vol.-%), und Akzessorien (< 1 Vol.-%).

20

Gruppen unterteilt werden können: primäre Minerale, die direkt Die Hauptminerale bestehen meist aus Hauptelementen (z. B. SiO ,

2
aus dem Magma bei hohen Temperaturen kristallisieren, und so- Al O , FeO, MgO, CaO, Na O und K O). Beispiele sind silikatische

2 3

2

2
genannte sekundäre Minerale, die sich bilden im Subsolidus-Be- Minerale, Feldspäte, Pyroxene, Olivin, Amphibole und Glimmer.

21
reich (oberhalb des Liquidus ist der Gestein ganz geschmolzen, Typische Verhältnisse bestimmter Hauptminerale sind nützlich
und unterhalb des Solidus ist das Gestein fest. Dazwischen ist das für die grobe Bestimmung von Gesteinen (z. B. Granit oder Gab-

22

Gestein partiell geschmolzen). Sekundäre Minerale können pri- bro). Die Anwesenheit oder Abwesenheit von Nebengemengteilen
märe Hochtemperaturminerale partiell oder gesamt durch Äquiva- wird normalerweise als ein Merkmal der Gesteinsklassifizierung
lente ersetzen. Diese Ersetzung ist normalerweise mit Hydratation benutzt (z. B. Biotit-Granit oder Hornblende-Granit). Nebenmi-

23
oder Oxidation der primären Minerale verknüpft, entweder durch nerale dürfen auch für die Klassifizierung genutzt werden (z. B.

Flüssigkeiten, die vom Magma während der Endstufen der Kris- Turmalin-Granit).

tallisation erhitzt werden oder durch Verwitterungsprozesse nahe

Ungefähr 50 bis 60 Minerale treten dominierend in magmati-
an der Erdoberfläche.

schen Gesteinen auf. Diese können in zwei Hauptgruppen unter-

1

13

1.6 • Minerale in Magmatiten

. Tab. 1.6 Wichtige Minerale in magmatischen Gesteinen (nach Blatt

. Tab. 1.6 ( Fortsetzung) Wichtige Minerale in magmatischen Gestei-
et al. 2006)

nen (nach Blatt et al. 2006)

Mineral

Chemische Formel

Mineral

Chemische Formel

Silikatminerale

Ca-Amphibole

Aktinolith

Ca (Fe,Mg) Si O (OH)

2

5 8

22

2
α- und β-Quarz

SiO

Hornblende

Ähnlich wie Aktinolith;

2
jedoch wird Mg ersetzt

Tridymit

SiO2
durch Na und gering-

Cristobalit

SiO
fügig durch Al und Ti;

2

Si kann ersetzt werden

Alkalifeldspat
durch etwas Al

Sanidin

KAlSi O

3

8

Na-Amphibole

Riebeckit

Na (Fe3+,Fe2+) Si O (OH)

2

5 8

22

2

Orthoklas

KAlSi O

3

8

Schichtsilikate

Mikroklin

KAlSi O

3

8

Muskovit

KAl Si O (OH)

3

3

10

2

Plagioklas- Feldspat

Biotit

K(Fe,Mg) AlSi O (OH)

3

3

10

2

Albit

NaAlSi O

3

8

Ringsilikate

Anorthit

CaAl Si O

2

2

8

Cordierit

(Fe,Mg) Al Si O

2

4

5

18

Plagioklas

NaAlSi O -CaAl Si O

3

8

2

2

8

Turmalin
komplexes wasserhalti-

Feldspatvertreter
ges Na-Mg-Al Borsilikat

Nephelin

NaAlSiO

Oxide

4

Leucit

KAlSi O

Spinelle

Spinell

MgAl O

2

6

2

4

Sodalith

Na Al Si O (NaCl)

Chromit

(Fe,Mg)Cr O

3

3

3

12

2

4

Orthosilikate

Magnetit

(Fe2+Fe3+) O

2

4

Olivin

Forsterit

Mg SiO

Hämatit

Fe O

2

4

2

3

Fayalit

Fe SiO

Ilmenit

FeTiO

2

4

3

Granat

Almandin

Fe Al Si O

Sulfide

3

2

3

12

Pyrop

Mg Al Si O

Pyrit

FeS

3

2

3

12

2

Spessartin

Mn Al Si O

Chalkopyrit

CuFeS

3

2

3

12

2

Grossular

Ca Al Si O

3

2

3

12
teilt werden (. Tab. 1.6). Die Menge der verschiedenen Minerale

Titanit

CaTiSiO5
ist davon abhängig, ob die Gesteine felsisch (Si-reich) oder basisch

Epidot

Ca Al Fe3+SiO

2

2

4-

(Si-arm) sind. In siliziumreichen Gesteinen sind die Hauptmi-

Si O (O,OH)

2

7
nerale Quarz, Alkalifeldspat bzw. Feldspatoide, während in sili-

Zirkon

ZrSiO
ziumarmen Gesteinen die mafischen Minerale (Pyroxen, Olivin,

4
s. ▶ Abschn. 2.2.4) zusammen mit Calcit-Plagioklasen am häufigs-

Topas

Al SiO (F,OH)

2

4
ten sind.

Pyroxene
z Silikatminerale

Orthopyroxene (Opx)

(Mg,Fe) Si O

2

2

6

Es handelt sich um Gerüstsilikate (SiO ), besonders α- (trigonal)

2

Ca-Klinopyroxene

Diopsid

CaMgSi O

2

6
und β- (hexagonal) Quarz (β-Quarz kristallisiert aus dem Magma,

(Cpx)

Hedenbergit

CaFeSi O
aber beim Abkühlen wird es zu α-Quarz transformiert). Tridymit

2

6
und Cristobalit sind relativ selten und treten normalerweise nur in

Augit

Ähnlich wie Diopsid-He-
vulkanischen Gesteinen auf.

denbergit, jedoch man-
gelt es an Ca (ersetzt
z Feldspäte
durch Fe, Mg), enthält
geringfügig Al, Ti oder

Diese Gruppe beinhaltet verschiedene Anteile chemischer Elemente

Cr anstelle von Mg oder
und ist die am weitesten verbreitete und häufigste Mineralgruppe

Fe, und etwas Al anstelle
sowohl in der Erdkruste also auch in magmatischen Gesteinen
von Si

(. Abb. 1.10, . Tab. 1.7). Feldspäte sind Gerüstalumosilikate. Die

Endglieder der Gruppe sind:

Na-Klinopyroxene

Ägirin-Augit

Mischkristall aus Ägirin

-
und Augit

KAlSi O Kalifeldspat (auch Sanidin, Orthoklas, Mikroklin),

3 8

- NaAlSiO Albit (Hochalbit, Tiefalbit),

3 8

Amphibole

- CaAlSiO Anorthit.

2 2 8

14

Kapitel 1 • Minerale

1

Sanidin

Orthoklas

KAISi O

2

3 8

Mikroklin

Or

3

4

5

Mol%

6

Alkali-Feldspäte
keine

Feldspäte

7

Anorthoklas

8

Andesin

Labradorit

Anorthit

Albit

9

Ab

An

NaAlSi 3O8

Oligoklas

Bytownit

CaAl2Si2 8

O

10
a

Plagioklas-Reihe

11

KAISi3O8

KAISi3O8

Or

Or

12

Sanidin

Mikroklin

& Perthit

13

14

Anorthoklas

2 Feldspäte

15

2 Feldspäte

Plagioklas

Plagioklas

16

Ab

An

Ab

An

17

NaAlSi 3O8

CaAl Si O

NaAlSi

2 2 8

3O8

CaAl2Si2 8

O
b
c

18

. Abb. 1.10a–c Ternäres Diagramm, das die Zusammensetzung der Feldspäte zeigt. a Mineralnamen, b Feldspatzusammensetzung in typischen vulkanischen 19

Gesteinen (Hochtemperatur), c Feldspatzusammensetzung in typischen metamorphen Gesteinen (Niedrigtemperatur) (nach Wenk und Bulakh 2004) Orthoklas ist der typische Kaliumfeldspatpolymorph, der in plutoni- z Pyroxene

20
schen Gesteinen (s. ▶ Abschn. 2.2.4) kristallisiert (der normalerweise Dies ist eine diverse Mineralgruppe, deren Mitglieder die häufigs-zu Mikroklin invertiert, während das Magma langsam abkühlt). ten und weitverbreitetsten Eisen-Magnesium-Minerale in magma-

Feldspäte sind selten zu finden in einer chemisch reinen Endglied- tischen Gesteinen einschließen. Pyroxene, die Kettensilikate sind,

21
form, sondern oft als Mischkristalle (z. B. Plagioklas-Mischkristall- sind signifikante, gesteinsbildende Minerale über das ganze Spek-
reihe, Alkalifeldspat, . Abb. 1.10). Als Folge langsamer Abkühlung trum der magmatischen Gesteine. Sie sind chemisch unterteilt in 22
von K-Na-Feldspat-Mischkristallen können Entmischungsstruktu- calciumreiche und calciumarme Varietäten (. Abb. 1.11, . Tab. 1.8).

ren entstehen. Makroskopisch sehen sie wie Maserung aus.

Diese Unterteilung korreliert größtenteils mit einer strukturellen

Unterteilung in monoklin (Klinopyroxen) und orthorhombisch

23
z Feldspatvertreter/Feldspatoide

(Orthopyroxen).

Diese Minerale sind charakteristisch für silizium-untersättigte und
alkalireiche Magmen. Sie sind Gerüstsilikate wie die Feldspäte.

1

15

1.6 • Minerale in Magmatiten

. Tab. 1.7 Übersicht der Bestimmungsmerkmale von Plagioklas und Kalifeldspäten (nach Vinx 2007)

Orthoklas, Mikroklin

Sanidin

Plagioklas

Farbe

Ziegelrot, blassrot, weiß, grau, gelblich,

Farblos/transparent, gelb-

Weiß, grau, farblos, grauviolett, graubraun, gelb
braun, orange, grün
lich, weiß

Zwillinge

Nur einfache Zwillinge aus 2 ca. gleich-

Nur einfache Zwillinge aus

Vierlinge in lamellarer Anordnung – sog. polysynthetische
großen Individuen, oft unregelmäßige

2 ca. gleichgroßen Indivi-

Zwillinge neben einfacher Verzwillingung. In Metamor-

Verwachsungsnähte, oft unverzwillingt
duen, oft unverzwillingt
phiten z. T. nicht verzwillingt

Entmischung

Perthitische Entmischungen

Keine Entmischung

Entmischung makroskopisch nicht sichtbar

Alteration

Weitgehend unempfindlich gegen
z. T. Kaolinitisierung

Oft grünliche Sekundärbildungen – Verlust von Spaltbar-

Alteration, z. T. Kaolinitisierung
keit, oft verstärkt im Kernbereich

Zonarbau

Selten

Kaum erkennbar

Häufig – nur in alteriertem Plagioklas makroskopisch
erkennbar

Wo

2

Ca Si2O6

Wollastonit,

Enstatit, Ferrosilit

Ca, Mg, Fe-

Pyroxene

80

Di 50

Hed

Diopsid

Hedenbergit

45

Augit

Omphacit

Ägirinaugit

20

20

Pigeonit

Jadeit

Ägirin

5

Enstatit

Ferrosilit

En

Fs

Jadeit

50

Akmit

Mg Si O

Fe Si O

Si

3+

2 2 6

2 2 6

2O6

NaAl [ ]

NaFe [ Si

[

2O6

. Abb. 1.11 Stellung der Ca-Mg-Fe-Pyroxene als Mischkristalle aus ihren reinen Komponenten Ca-Pyroxenoid (Wollastonit = Wo), Mg-Pyroxen (Enstatit = En) und Fe-Pyroxen (Ferrosilit = Fs). Das Mineral Wollastonit ist ein Pyroxenoid. Augit, Diopsid, Hedenbergit und Pigeonit sind Klinopyroxene. Enstatit und Ferrosilit sind Orthopyroxene (nach Vinx 2007)

z Pyroxen-Endmember/Endglieder

Typische Vertreter sind in . Tab. 1.8 aufgeführt.

. Tab. 1.8 Typische Pyroxen-Endglieder und Na-Reihe-Varietäten

(nach Blatt et al. 2006)

z Amphibole

Name

Zusammensetzung

Diese Gruppe besteht aus einer sehr großen Zahl möglicher End-
glieder, die alle auf einer doppelten Kettensilikatstruktur basieren

Ca-reiche Klinopy-

Diopsid

CaMgSi O

2

6

(. Tab. 1.9). Die häufigsten Amphibole in magmatischen Ge-
roxene

Hedenbergit

CaFeSi O
steinen sind Aluminium-Calcium-Amphibole, besonders Horn-

2

6
blende.

Ca-arme Klinopy-

Pigeonit

(Mg,Fe,Ca) Si O

2

2

6
roxene
z Glimmer

Ca-arme Orthopy-

Enstatit

Mg Si O

2

2

6

Glimmer sind Schichtsilikate, basierend auf einer zweidimensio-
roxene
nalen Verbindung von Siliziumtetraedern. Typische Beispiele sind

Na-reiche Pyro-

Jadeit

NaAlSi O

Muskovit und Biotit.

2

6
xene

Ägirin

NaFe3+Si O

2

6
z Andere Silikate

Eine Reihe von wichtigen Silikaten sind als Nebenminerale zu fin-
den, inklusive Granat, Turmalin und Titanit.

16

Kapitel 1 • Minerale

1

. Tab. 1.9 Typische Amphibol-Endglieder (nach Blatt et al. 2006)

. Tab. 1.10 Wichtige Minerale in metamorphen Gesteinen

(nach Blatt et al. 2006)

Name

Zusammensetzung

2

Mineral

Chemische Formel

Ca-reiche

Tremolit

Ca Mg Si O (OH)

2

5

8

22

2

Amphibole

Silikatminerale

3

Ferroaktinolith

Ca Fe Si O (OH)

2

5

8

22

2
α- und β-Quarz

SiO

Ca-arme

Cummingtonit

(Fe,Mg) Si O (OH)

2

7

8

22

2

Coesit

SiO

4

Klinoamphibole

2

Ca-arme

Anthophyllit

(Fe,Mg) Si O (OH)

Alkalifeldspäte

7

8

22

2

Orthoamphibole

Sanidin

KAlSi O

5

3

8

Na-reiche

Riebeckit

Na Fe2+ Fe3+ Si O (OH)

2

3

2 8

22

2

Orthoklas

KAlSi O

3

8

Amphibole

6

Plagioklas-Feldspäte

Albit

NaAlSi O

3

8

1.7

Minerale in Metamorphiten

7

Anorthit

CaAl Si O

2

2

8

Der Prozess der Metamorphose wird durch (hohe) Temperaturen

Plagioklas

NaAlSi O -CaAl Si O

3

8

2

2

8
und Drücke ausgelöst. Während dieser Wandlung entstehen beson-

8

Orthosilikate
dere Minerale, die fast ausschließlich in Metamorphiten zu finden

Olivin

Forsterit

Mg SiO

2

4
sind. Zu ihnen gehören Indexminerale wie z. B. Kyanit, Staurolith,

9

Granat und Andalusit. Verschiedene andere Minerale sind sowohl

Fayalit

Fe SiO

2

4
in magmatischen als auch in metamorphen Gesteinen (und sogar

Granat

Almandin

Fe Al Si O

3

2

3

12
in sedimentären Gesteinen) zu finden – zu ihnen gehören beispiels-

10

Pyrop

Mg Al Si O
weise Quarz, Feldspat und Glimmer. Diese Minerale bilden sich

3

2

3

12
während der Kristallisation von magmatischen Gesteinen und sind

Spessartin

Mn Al Si O

3

2

3

12

11
daher bei hohen Temperaturen und Drücken stabil. Als solche blei-

Grossular

Ca Al Si O

3

2

3

12
ben sie während der Metamorphose unverändert. Die wichtigsten

Staurolith

(Fe,Mg) Al Si O (OH)

metamorphen Minerale sind hier aufgeführt. Besonders wichtig sind

2

9

4

22

2

12
die metamorphen Orthosilikate und die Kettensilikate, die unten

Chloritoid

(Fe,Mg,Mn) Al Si O (OH)

2

9

2

22

4
detaillierter skizziert werden (. Tab. 1.10).

Titanit

CaTiSiO5

13
z Metamorphe Orthosilikate

Epidotgruppe

Epidot

Ca Al Fe3+SiO Si O (O,OH)

2

2

4

2

7

Diese Gruppe von Mineralen, einschließlich Olivin, Granat und

Zoisit

Ca Al SiO Si O (O,OH)

2

3

4

2

7

14

Epidot, entstehen normalerweise aus siliziumarmen Fluiden, be-

Klinozoisit

Ca Al SiO Si O (O,OH)

2

3

4

2

7
sonders in Magmatiten. In metamorphen Gesteinen werden sie
aber oft gefunden in Verbindung mit Quarz und Feldspat – z. B. in

Zirkon

ZrSiO

15

4
rekristallisierten siliziumreichen Sedimentgesteinen (z. B. Tonstein,

Topas

Al SiO (F,OH)

2

4

Sandstein).

Pyroxene

16

Natürliche Granate sind Mischungen vier aluminiumreicher

Endglieder (nach ihre Häufigkeit):

Orthopyroxene

Enstatit

Mg Si O

2

2

6

- Almandin FeAl(SiO),

3

2

4 3

Hypersthen

Fe Si O

17

2

2

6

- Pyrop MgAl(SiO),

3

2

4 3

Ca-Klinopyroxene

Diopsid

CaMgSi O

- Spessartin MnAl(SiO),

2

6

3

2

4 3

- Grossular CaAl(SiO).

18

3

2

4 3

Hedenbergit

CaFeSi O

2

6

Augit

Ähnlich wie Diopsid-Heden-

Es ist diese flexible chemische Gestaltung, die dem Mineral erlaubt,
bergit, jedoch mangelt es an

19
in diverse Gruppen verschiedener Gesteinskompositionen zu pas-

Ca (ersetzt durch Fe, Mg), ent-
sen, und zu seinem breiten Vorkommen beiträgt. Die Granate, die
hält geringfügig Al, Ti oder Cr
am häufigsten vorkommen, z. B. in Schiefern und Feldspatgneisen,
anstelle von Mg oder Fe, und

20
sind almandinreich. Calciumreiche Granate sind in Marmoren und
etwas Al anstelle von Si

Calciumsilikatgesteinen zu finden, während manganreiche Gra-

Na-Klinopyroxene

Jadeit

NaAlSi O

2

6
nate, obwohl selten, in metamorphen Manganerzvorkommen zu

21

Amphibole
finden sind. (Melanit ist eine Granatart, die in Magmatiten vor-
kommt.)

Ca-Amphibole

Tremolit

Ca Mg Si O (OH)

2

5

8

22

2

22

Die anderen häufigsten metamorphen Orthosilikate sind in

Aktinolith

Ca (Fe,Mg) Si O (OH)

2

5

8

22

2
zwei Kategorien einteilbar. Die erste Gruppe sind in metamorphe

Ton steinen (reich in Aluminium) zu finden, z. B. Staurolith, Kyanit,

Hornblende

Ähnlich wie Aktinolith, jedoch

23
wird Mg ersetzt durch Na und

Sillimanit oder Andalusit und Granat. Die zweite Gruppe beinhaltet
geringfügig durch Al und Ti,
z. B. Zirkon und Titanat, vorhanden aufgrund bestimmter Spuren-

Si kann ersetzt werden durch
elemente.

etwas Al

1

17

1.7 • Minerale in Metamorphiten

Pyroxene und Pyroxenoide im Allgemeinen geben oft (aber

. Tab. 1.10 ( Fortsetzung) Wichtige Minerale in metamorphen

Gesteinen (nach Blatt et al. 2006)

nicht immer) Hinweise auf höhere Metamorphosegrade. Sie vertre-
ten normalerweise die dehydratisierten Zusammenbruchprodukte

Mineral

Chemische Formel
von hydratisierten Mineralen wie z. B. Amphibol oder Biotit. Zusätz-
lich gibt es auch ein Hochdruckpyroxen – Jadeit-Omphazit.

Ca-arme

Cumming-

(Fe,Mg) Si O (OH)

7

8

22

2

Amphibole
tonit
z Nichtsilikate

Anthophyllit

(Mg,Fe,Al) (Si,Al) O (OH)

Metamorphe Gesteine haben ein sehr breites Spektrum und das be-

7

8

22

2
deutet auch eine große Auswahl nichtsilikatischer Minerale, die in

Na-Amphibole

Glaukophan

Na (Mg,Fe2+) Al Si O (OH)

2

3

2

8

22

2
metamorphen Bereichen mit unterschiedlichen Druck-/Tempera-

Schichtsilikate
tur-Bedingungen zu finden sind. Typische Minerale in dieser Gruppe

Muskovit

KAl Si O (OH)

sind Oxide (Spinellgruppe, Rutile), Karbonate (z. B. Marmore) und

3

3

10

2

Sulfide. Von besonderem Interesse sind Diamanten, besonders Mik-

Stipnomelan

K(Fe,Al) Si O (OH)

10

12

30

12
rodiamanten, die in krustalen Gebieten unter ultrahohen Druckbe-

Biotit

K(Fe,Mg) AlSi O (OH)

3

3

10

2
dingungen, z. B. im Erzgebirge, gefunden wurden. Solche Gesteine

Chlorit

(Mg,Fe) Al Si O (OH)

sind unter Ultrahochdruckbedingungen umgewandelt worden

3

2

3

10

8

(100–150 km Tiefe).

Serpentin

(Mg,Fe)Si O (OH)

2

5

4

Ringsilikate

Cordierit

(Fe,Mg) Al Si O

2

4

5

18

Turmalin
komplexes wasserhaltiges

Na-Mg-Al-Borsilikat

Oxide

Spinelle

Spinell

MgAl O

2

4

Chromit

(Fe,Mg)Cr O

2

4

Magnetit

(Fe2+Fe3+ )O

2

4

Hämatit

Fe O

2

3

Ilmenit

FeTiO3

Sulfide

Pyrit

FeS2

Chalkopyrit

CuFeS2

Nichtsilikatische Minerale

Apatit

Ca (PO ) (OH,Cl)

5

4 3

Monazit

CePO4

Calcit

CaCO3

Magnesit

MgCO3

Dolomit

CaMg(CO )32

Graphit

C

Diamant

C
z Metamorphe Kettensilikate

Sowohl Einfachkettensilikate (Pyroxene, Pyroxenoide) als auch Dop-
pelkettensilikate (Amphibole) sind häufig in metamorphen Gestei-
nen zu finden. Ihre Anwesenheit ist auf zwei Faktoren zurückzu-
führen:

1. ihre Zusammensetzung aus häufigen Elementen, und

2. ihr breites Stabilitätsfeld in Bezug auf Druck- und Temperatur-
bedingungen und der Fluidzusammensetzung.

Hornblende sind äußerst reich an Amphiboliten und anderen Ge-
steinen, über eine große Reichweite des metamorphen Spektrums.

Dies liegt an der großen strukturellen Anpassungsfähigkeit und Sta-
bilität im Vergleich zu anderen Mineralen ähnlicher Gestalt. Klino-
pyroxene und Orthopyroxene sind in mafischen Gesteinen, die einen
höheren Metamorphosegrad erfahren haben, häufig.

18

Kapitel 1 • Minerale

1

1.8

Ausgewählte Minerale

2

1.8.1 Metalle

3

Metalle machen weniger als 0,0002 % des Gewichts der Erdkruste
aus, sind aber wirtschaftlich sehr wichtig. Mischformen (z. B. Au, Ag)

sind häufig. Die besonderen physikalischen Eigenschaften (z. B. hohe

4

Dichte, große thermische und elektrische Leitfähigkeit, Metallglanz)

entstehen durch die Packungsdichte und die Bindungskräfte in den

Metal strukturen.

5
k Gold ( gold), Au – kubisch

6

7

8

9

10

11

. Silber (Foto J. Burrow)

12

Glanz: Metallglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, schwarze Oxidation, formbar, lös-

. Gold, Nugget
lich in Salpetersäure

13

Vorkommen: hydrothermale Gänge, in kleinen Mengen in der oxi-

Habitus: Körner, derbe Massen oder Klumpen, dendritische For- dierten Zone von Silbervorkommen (Erzlagerstätten)

14
men; selten Kristalle (Oktaeder, Würfel oder Rhombendodekaeder)

Zwillinge: häufig auf Oktaedern
k Kupfer ( copper), Cu – kubisch

Dichte: 19,3 (weniger in Mischformen)

15

Härte: 2,5–3

Spaltbarkeit: fehlt

16

Bruch: hakig, plastisch verformbar

Farbe/Transparenz: charakteristisch goldgelber Metallglanz, durch

Ag-Gehalt heller; opak (außer dünne Blätter)

17

Strich: goldgelb, metallglänzend

Glanz: metallisch

Bestimmungsmerkmale: Farbe, geringe Härte. Gold kann mit Py-

18
rit oder Chalkopyrit verwechselt werden, unterscheidet sich jedoch
stark durch seine Härte, Farbe und Plastizität.

19

Alteration: keine

Vorkommen: hydrothermale Gänge, oft mit Quarz assoziiert, auch
konzentriert in al uvialen Sedimenten (aufgrund der Dichte)

20
k Silber ( silver), Ag – kubisch

. Kupfer

Habitus: draht, haar- oder moosförmige bis dendritische Aggregate;

21

Kristalle sind selten

Habitus: dendritische oder moosförmige Aggregate, Kristalle oft

Dichte: 9,6–12 (rein 10,5)

Würfel, Rhombendodekaeder oder Oktaeder; auch plattige bis mas-

22

Härte: 2,5–3
sige Formen

Spaltbarkeit: fehlt

Dichte: 8,3–8,9

Bruch: hakig, plastisch verformbar

Härte: 2,5–3

23

Farbe/Transparenz: silberweiß, läuft schnell an und ist dann meis- Spaltbarkeit: fehlt
tens gelblich bis bräunlich angelaufen durch Überzug von Silber- Bruch: hakig, dehnbar
sulfid; opak

Farbe/Transparenz: kupferroter Metallglanz, matte Anlauffarbe

Strichfarbe: silberweiß-gelblich, metallisch-glänzend
durch dünne Oxidschicht

1

19

1.8 • Ausgewählte Minerale

Strichfarbe: kupferrot, metallglänzend

Glanz: Metallglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Dehnbarkeit, löslich in Salpetersäure

Vorkommen: basische Laven, Kupferschiefer und auch sekundär
in Sandsteinen/Konglomeraten. Kupfererz, obwohl weit verbreitet,
kommt nur in kleinen Mengen vor.

k Eisen ( iron), Fe – kubisch

. Graphit

Bestimmungsmerkmale: sehr weich, speckige Oberfläche, färbt so-
fort auf Papier und Fingern ab

Vorkommen: einzelne Schüppchen in metamorphen Gesteinen

(Graphit entsteht häufig bei der Metamorphose kohliger oder bitu-
minöser Gesteine). Graphitschiefer und Kalksteine sind häufig; auch

Graphitgänge in magmatischen Gesteinen.

k Diamant ( diamond), C – kubisch

. Hämatitischer hydrothermaler Eisenerzgang in hellem Marmor (Syros,

Griechenland)

Habitus: Aggregate in terrestrischen Gesteinen. Ni-haltiges Eisen ist
das Hauptelement mancher Meteoriten

Härte: 4,5

Bruch: hakig

Farbe/Transparenz: stahlgrau bis schwarz; opak

Strichfarbe: stahlgrau

Glanz: metallisch

. Diamanten

Bestimmungsmerkmale: stark magnetisch, Oxidation (Rost)

Vorkommen: gediegenes Eisen ist selten in der Erdkruste, meist zu Habitus: oft Oktaeder, daneben Würfel, Rhombendodekaeder und
finden, wo basaltische Schmelzen unter reduzierenden Bedingungen Hexakisoktaeder
kristallisieren (z. B. nahe Kohlenflözen). Bei der Kristallisation der Zwillinge: manchmal verzwillingt am Oktaeder nach dem Spinel -

Mondbasalte wurde oft gediegenes Eisen gebildet. Eisen ist auch in gesetz (Kontaktzwilling)

Meteoriten (Eisen- und Stein-Eisen-Meteoriten, untergeordnet in Dichte: 3,52

Chondriten) zu finden. Kosmisches Eisen unterscheidet sich stets Härte: 10
durch einen größeren Nickelgehalt.

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: farblos, gelblich, bräunlich, rötlich, grünlich

1.8.2 Nichtmetalle
oder schwarz; durchsichtig, auch durchscheinend oder undurch-
sichtig. Die wertvol sten Steine sind farblos oder zeigen einen leicht

Nichtmetalle zeigen mehr Variabilität als Metalle (z. B. oft Gase) aber bläulichen Farbstich.

die typischen metallischen Eigenschaften wie gute elektrische und Strichfarbe: weiß
thermische Leitfähigkeit, Glanz, und Härte fehlen. Stattdessen sind Glanz: Diamantglanz
sie eher spröde und haben keine Tenazität.

Bestimmungsmerkmale: Härte, oktaedrische Spaltbarkeit

Vorkommen: akzessorischer Gemengteil in Kimberliten und Lamp-
k Graphit ( graphite), C – hexagonal
roiten, die als Schlotbrekzien vulkanischer Durchschlagsröhren auf-

Habitus: plättchenförmige Kristalle, auch blättrige bis feinschuppige treten (s. ▶ Abschn. 2.2.8). Aufgrund seiner hohen Dichte kann er in Massen, auch massig oder erdig
al uvialen Sedimenten sekundär angereichert werden. Gelegentlich

Dichte: 2,1–2,3
findet man Diamant auch in Meteoritenkratern, in denen er sich

Härte: 1–2
beim Impakt unter den hohen Drücken der Schockwellen-Meta-

Spaltbarkeit: basal, vol kommen
morphose aus Graphit in Kristallingesteinen gebildet hat (z. B. im

Farbe/Transparenz: schwarz; opak

Nördlinger Ries).

Strichfarbe: schwarz/metallisch grau

Glanz: matter Metallglanz

20

Kapitel 1 • Minerale

1
k Schwefel ( sulphur), S – orthorhombisch

2

3

4

5

6

7

8

. Schwefel

9

Habitus: feinkristalline Krusten oder Massen, auch bipyramidale

Kristalle

10

Dichte: 2,0–2,1

Härte: 1,5–2,0

. Galenit mit Quarz, Gangmineralisation

11

Spaltbarkeit: angedeutet

Bestimmungsmerkmale: Farbe, metallischer Glanz, perfekte kubi-

Bruch: uneben, manchmal muschelig
sche Spaltbarkeit, hohe Dichte

Farbe/Transparenz: gelb (schwefelgelb), braun, gelborange; durch- Alteration: oxidiert zu Anglesit, Pyromorphit oder Mimetesit

12
sichtig bis durchscheinend

Vorkommen: wichtiges und häufigstes Pb-Erzmineral, fast stets mit

Strichfarbe: weiß

Sphalerit/Zinkblende verwachsen. Gefunden in hydrothermalen

Glanz: auf Kristallflächen Diamantglanz, auf Bruchflächen Fett- oder Gängen (oft mit Pyrit oder Chalkopyrit assoziiert), und als hydro-13

Wachsglanz
thermale Verdrängungsbildung in Kalksteinen. Selten als sedimen-

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Härte, niedriger Schmelzpunkt täre Bildung

14

(113 °C), nicht lösbar in Wasser oder Salzsäure, löslich in Kohlen-
stoffdisulfid
k Sphalerit (Zinkblende, sphalerite), ZnS – kubisch

Vorkommen: als Krusten/Massen in Gebieten vulkanischer Exhala-

15
tion und Thermalquellen. Wirtschaftlich wichtiger ist die sedimen-
täre Bildung aus der Reduktion von Sulfaten durch die Aktivität von

16

Schwefelbakterien (z. B. Kalksteine). Oft in Salzdiapiren, assoziiert
mit Anhydrit, Gips und Calcit.

17

1.8.3 Sulfide und Sulfosalze

18

Sulfide und Sulfosalze bilden eine große Gruppe (ca. 500), haupt-
sächlich Erzminerale inkl. Pyrit (FeS ), Chalkopyrit (CuFeS ) und

2

2

19

Sphalerit (ZnS); die meisten sind Verbindungen zwischen Metall und

Schwefel. Viele Sulfide sind opak, haben einen metallenen Glanz,
und alle haben eine diagnostische Strichfarbe.

20
k Galenit (Bleiglanz, galena), PbS – kubisch

Habitus: oft Würfel oder Oktaeder, auch massig oder granular

21

Zwillinge: Gleitzwillinge (= Deformationszwillinge, das Resultat von

Stress auf dem Kristall)

. Sphalerit mit Quarz (Foto R. Schumacher)

22

Dichte: 7,4–7,6

Härte: 2,5–3

Habitus: oft tetraedrisch oder rhombododekaedrisch; auch spätig,

Spaltbarkeit: kubisch, perfekt, vol kommen
körnig, krustig

23

Farbe/Transparenz: bleigrau, gelegentlich matte Anlauffarben; opak Zwillinge: häufig am Oktaeder, oft Wiederholungen

Strichfarbe: grauschwarz

Dichte: 3,9–4,1

Glanz: metallisch

Härte: 3,5–4

1

21

1.8 • Ausgewählte Minerale

Spaltbarkeit: rhombendodekaedrisch, perfekt, vol kommen, spröde

Bruch: muschelig

Farbe/Transparenz: oft gelb, braun bis rot, ölgrün oder schwarz;
durchsichtig bis durchscheinend, niemals völlig opak

Strichfarbe: dunkelbraun bis gelblich

Glanz: Fettglanz, Diamantglanz besonders auf Spaltflächen

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit, Glanz und Farbe (meist gelb
bis dunkelbraun, aber auch sehr variabel)

Alteration: Limonit oder Smithsonit

Vorkommen: wichtigstes Zn-Erzmetal . Oft assoziiert mit Galenit
in hydrothermalen Gängen oder als Verdrängungsbildung im Kalk-
stein. Auch synsedimentär und submarin-exhalativ ( black smoker).

k Chalkopyrit ( chalcopyrite), CuFeS – tetragonal

2

. Pyrit

Bestimmungsmerkmale: Unterscheidung von Chalkopyrit durch

Farbe und Härte, schwer von Markasit zu unterscheiden (Habitus,

Farbe, Dichte)

Alteration: oxidiert zu Eisensulfat oder Limonit (hydratisierte Form)

Vorkommen: eigenständige Lagerstätten, oft in hydrothermalen

Gängen, in sedimentären Gesteinen (Schwarzschiefer), in meta-
morphen Gesteinen (oft im Kontaktbereich), als Nebengemengteil
in vielen Magmatiten und untergeordnet in sulfidischen Erzlager-

. Hydrothermale Gangvererzung von Chalkopyrit mit weißem Calcit (Mina
stätten. Ersetzt oft Fossilien

Raul, Ica Peru)

Habitus: Kristalle, oft Tetraeder, auch massig
k Markasit ( marcasite), FeS – orthorhombisch

2

Zwillinge: verschiedene Arten, auch nach Spinellgesetz

Dichte: 4,1–4,3

Härte: 3,5–4

Spaltbarkeit: undeutlich, fehlt

Bruch: muschelig, uneben

Farbe/Transparenz: messinggelb, oft mit Grünstich; opak

Strichfarbe: grünschwarz

Glanz: metallisch

Bestimmungsmerkmale: Unterscheidung von Pyrit durch Farbe
und Härte, von Gold durch Härte und natürliche Sprödheit; lösbar
in Salpetersäure

Alteration: Chalkosin, Covellin und Malachit

Vorkommen: wichtiges Cu-Erzmetal . Als primäres Mineral in mag-
matischen Gesteinen und in hydrothermalen Gängen assoziiert mit

Pyrit, Cassiterit und Sphalerit. Auch in Kupferschiefer, Pegmatiten
und kontaktmetamorphen Gesteinen

. Markasit
k Pyrit ( pyrite), Fe S – kubisch

Habitus: Kristalle oft tafelig, auch massig oder strahlig

2

Habitus: oft Würfel (mit Streifung), Pentagondodekaeder, Oktaeder Zwillinge: häufig, oft speerartige Formen oder „Hahnenkamm“-Ag-oder Kombinationen. Auch massig, knollig, oder radialstrahlig
gregate

Zwillinge: Durchdringungszwillinge

Dichte: 4,8–4,9

Dichte: 4,9–5,2

Härte: 6–6,5

Härte: 6–6,5

Spaltbarkeit: gut

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: uneben, spröde

Bruch: muschelig bis spröde

Farbe/Transparenz: messinggelb; opak

Farbe/Transparenz: messinggelb; opak

Strichfarbe: grau- bis grünlichschwarz

Strichfarbe: grünschwarz

Glanz: metallisch

Glanz: metallisch

Bestimmungsmerkmale: Unterscheidung von Pyrit durch Dichte,

Farbe und Zwillingsform

22

Kapitel 1 • Minerale

1

Alteration: Eisensulfat oder Limonit; auch zu Pyrit

Spaltbarkeit: kubisch, vol kommen

Vorkommen: in hydrothermalen Gängen (< 450 °C) assoziiert mit Bruch: uneben

Zink-, Blei- und anderen Erzmetallen. Auch in Sedimentgesteinen Farbe/Transparenz: farblos oder weiß, auch blau, gelb oder rot;

2

(Kalkstein, Kreide, Ton) als Einzelkristalle, Konkretionen (s. ▶ Ab- durchsichtig bis durchscheinend
schn. 2.6.4) oder als Ersatz für Fossilien

Strichfarbe: weiß

Glanz

3

: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: bittersalziger Geschmack, rötlichviolette

1.8.4 Halogenide und Evaporite

Flammenfärbung

4

Vorkommen: in Evaporiten (aber seltener, weil löslich), auch als Sub-

Die Minerale dieser Klasse (ca. 120 insgesamt) enthalten in ihren limationsprodukt von Vulkanen. Sylvinit ist ein Gestein aus Sylvin

Strukturen große elektronegativ geladene Halogenionen Cl−, F−, und Halit.

5

Br− und I−. Die Chloride und Fluoride sind am weitesten verbreitet.

Sie sind farblos oder allochromatisch, besitzen eine geringe Dichte, k Fluorit ( fluorite), CaF – kubisch

2

6
niedrige Lichtbrechung, einen relativ schwachen Glanz und sind
teilweise leicht in Wasser löslich.

7
k Halit ( halite), NaCl – kubisch

8

9

10

11

12

13

14

. Halit (Foto J. Burow)

15

Habitus: überwiegend Würfel, oft mit konkaven Flächen, auch in

16
körnig-spätigen Aggregaten, gelegentlich faserig. Bisweilen Pseudo-
morphosen von Ton nach Halit

Dichte: 2,1–2,2 (rein 2,16)

. Fluorit

17

Härte: 2,0

Habitus: häufig Würfel, bisweilen kombiniert mit Tetrakishexaeder

Spaltbarkeit: kubisch, vol kommen
und Hexakisoktaeder, Zonarbau, auch spätige oder farbig gebänderte

Bruch: muschelig

Aggregate

18

Farbe/Transparenz: farblos oder weiß, bisweilen auch gelb, grau, Zwillinge: Durchdringungszwillinge verbreitet
braunschwarz, rot und blau; durchsichtig bis durchscheinend

Dichte: 3,0–3,5

19

Strichfarbe: weiß

Härte: 4,0 (Standardmineral der Mohs-Skala)

Glanz: Glasglanz

Spaltbarkeit: vol kommen

Bestimmungsmerkmale: wasserlöslich, kubische Spaltbarkeit, sal- Bruch: muschelig, spröde

20
ziger Geschmack

Farbe/Transparenz: große Farbvariabilität, oft gelb, grün, violett,

Vorkommen: bildet einen Hauptbestandteil von Evaporiten, die mit blau, purpurfarben, bisweilen farblos, pink, rot und schwarz; durch-

Kalisalzen und Anhydrit bzw. Gipsgesteinen wechsel agern. Auch als scheinend bis durchsichtig. Meist sind die Farben blass. Viele Fluo-

21

Salzdiapire oder -kissen (z. B. Zechsteinsalz, Norddeutschland). Halit rite zeigen im UV-Licht eine starke Fluoreszenz, bedingt durch den
findet man auch als Ausblühungen in Steppen und Wüsten oder am Eintritt von geringen Mengen an Seltenerdelementen in die Struktur

22

Rand von Salzseen.

anstelle Ca2+.

Strichfarbe: weiß
k Sylvin (Bittersalz, sylvite), KCl – kubisch

Glanz: Glasglanz

23

Habitus: meist kubisch, aber auch Kombinationen von Oktaedern Bestimmungsmerkmale: würfeliger Habitus, Spaltbarkeit, Fluores-
und Würfeln, oft körnig-spätige Aggregate
zenz

Dichte: 2,0 (niedriger als die von Halit)

Vorkommen: in Magmatiten und Erzlagerstätten, auch als hydro-

Härte: 2,0
thermale Gänge

1

23

1.8 • Ausgewählte Minerale

1.8.5 Oxide und Hydroxide

Oxide und Hydroxide bilden große Gruppen von Mineralen (jeweils
ca. 200 Arten). In der Klasse der Oxide bildet der Sauerstoff Verbin-
dungen mit ein, zwei oder mehreren Metallen.

k Spinell-( spinel)gruppe – Spinell ( spinel),

MgAl O – kubisch

2

4

. Magnetit

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Strichfarbe, stark magnetisch

Vorkommen: wichtige Eisenerzlagerstätten werden durch die Dif-
ferentiation (d. h. Entstehung unterschiedlicher Teilmagmen durch

Veränderung der chemischen Zusammensetzung – durch Schmel-
zung, Kristal bildung, Mischung von Magmen usw. – aus einem

Stamm-Magma) basischer Magmatite gebildet. Auch als Gemeng-
teil vieler Gesteine, z. B. metamorpher Gesteine aus anderen Fe-Mi-
neralen, gemeinsam mit oder anstelle von Hämatit in gebänderten

. Spinell

Eisensteinen oder in Hochtemperaturmineralgängen

Habitus: oft oktaedrisch, auch massig
k Chromit ( chromite), FeCr O – kubisch

2

4

Zwillinge: häufig verzwillingt nach dem Spinellgesetz

Dichte: 3,5–4,1

Härte: 7,5–8

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: variabel, häufig rot aber auch blau, grün, braun,
schwarz oder farblos; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß, aber auch grau oder braun

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Zwillingsform, Härte. Spinell ist
eine Serie, kein spezifisches Mineral. Ersetzung von Magnesium-
atomen durch Eisen-, Zink- und Manganatomen führt zu Unter-
schieden in der Farbe und den physikalischen Eigenschaften. Nach
der chemischen Zusammensetzung unterscheidet man:

- Aluminiumspinelle, z. B. Spinel MgAlO, Hercynit FeAlO,

2 4

2 4

- Eisenspinelle, z. B. Magnetit FeO, und

3 4

- Chromitspinelle, z. B. Chromit FeCrO.24

Vorkommen: überwiegend in Metamorphiten, in Karbonaten (me-
tamorph geprägt) und in Schiefern, aber auch als Gemengteil in
magmatischen Gesteinen (z. B. Gabbro). Sekundäre Anreicherung
in Seifen. Der tiefrot gefärbte Spinel ist ein wertvoller Edelstein.

k Magnetit ( magnetite), Fe O – kubisch

3

4

Habitus: oft Oktaeder oder Rhombendodekaeder, auch als derb-kör-
niges Erz

Zwillinge: häufig (nach dem Spinellgesetz)

Dichte: 5,2

Härte: 5,5–6,5

. Chromit

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig, spröde

Habitus: seltene Kristalle (Oktaeder), häufig körnig-kompakt

Farbe/Transparenz: schwarz; opak

Dichte: 4,1–5,1

Strichfarbe: schwarz

Härte: 5,5

Glanz: metallisch, stumpfer Metallglanz

Spaltbarkeit: fehlt

24

Kapitel 1 • Minerale

1

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: schwarz bis schwarzbraun; opak

Strichfarbe: dunkelbraun

2

Glanz: fettiger Metallglanz bis halbmetallischer Glanz

Bestimmungsmerkmale: Strichfarbe, schwach magnetisch

Vorkommen

3

: als Gemengteil in Magmatiten (z. B. Serpentinit, Pe-
ridotit), manchmal in band- oder nestförmiger Anordnung in ul-
tramafischen Gesteinen (magmatisches Differentiat). Das einzige

4
wirtschaftlich wichtige Cr-Erzmineral
k Korund ( corundum), Al O – trigonal

5

2

3

6

7

. Hämatit

8

Strichfarbe: rot bis rotbraun

9

Glanz: Metallglanz, matt

Bestimmungsmerkmale: Strichfarbe, Härte

Vorkommen: als Hauptgemengteil in gebänderten Eisensteinen (z. B.

10

Eisenoolith), und als Nebengemengteil in metamorphen, seltener
auch in magmatischen Gesteinen, als vulkanisches Exhalationspro-

11
dukt und in hydrothermalen Gängen
k Ilmenit ( ilmenite), FeTiO – trigonal

3

12

. Korund (Rubin; Foto R. Schumacher)

Habitus: oft säulige, tafelige, tonnenförmige Kristalle, auch derbe,

13
körnige Aggregate. Häufig treten verschiedene steile Dipyramiden
gemeinsam auf

14

Zwillinge: häufig, oft mit Streifen

Dichte: 3,9–4,1

Härte: 9 (Standardmineral der Mohs-Skala)

15

Spaltbarkeit: keine

Bruch: uneben bis muschelig

16

Farbe/Transparenz: zwei Hauptarten – blau (Saphir, enthält Fe und

Ti) und rot (Rubin, enthält Cr). Auch gelb, braun, grün oder farblos;
durchscheinend bis durchsichtig

17

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Diamantglanz

Bestimmungsmerkmale: Härte, Dichte, Habitus

18

Vorkommen: als Gemengteil in Magmatiten (besonders Pegmati-
ten), und als Produkt der Kontakt- und Regionalmetamorphose von

. Ilmenit

19

Al-reichen Gesteinen (insbesondere in Bauxiten). Edle Varietäten in
metamorphen Kalksteinen und Dolomiten, seltener auch in Gneisen. Habitus: tafelige oder rhomboedrische Kristalle, auch körnige Ag-

Detritisch in manchen al uvialen Sanden und Kiesen
gregate

20

Zwillinge: häufig
k Hämatit ( haematite, hematite), Fe O – trigonal

Dichte: 4,5–5 (abhängig von Fe-Gehalt)

2

3

Habitus: tafelig oder rhomboedrisch, manchmal gekrümmte Kris- Härte: 5–6

21
talle. Häufig in derben, körnigen, blättrig-schuppigen, radialstrahli- Spaltbarkeit: keine
gen, dichten oder erdigen Aggregaten

Bruch: muschelig, spröde

22

Zwillinge: häufig

Farbe/Transparenz: schwarz (violetter Stich); opak

Dichte: 4,9–5,3

Strichfarbe: schwarz bis rötlichbraun

Härte: 5,5–6,5

Glanz: Metallglanz auf frischem Bruch, sonst matt

23

Spaltbarkeit: keine

Bestimmungsmerkmale: Strichfarbe, nicht magnetisch

Bruch: muschelig, spröde

Vorkommen: häufig als Gemengteil in Magmatiten (Gabbro, Diorit),

Farbe/Transparenz: rot, stahlgrau bis schwarz, manchmal bunt an- in Quarzgängen und manchen Gneisen. Sekundär als Ilmenitsand
laufend; opak
an zahlreichen Meeresküsten

1

25

1.8 • Ausgewählte Minerale
k Rutil ( rutile), TiO – tetragonal

Habitus: selten Kristalle (prismatisch, nadelförmig), häufig kuge-

2
lig-strahlige Aggregate, bisweilen derb, dicht, pulvrig. Als Pseudo-
morphose verschiedener Eisenminerale

Dichte: 3,3–4,5

Härte: 5–5,5

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: uneben, spröde

Farbe/Transparenz: schwarz, braun, gelblich; durchscheinend bis
undurchsichtig

Strichfarbe: braun, gelblich

Glanz: Diamantglanz, Seidenglanz, matt

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Strichfarbe

. Rutil

Vorkommen: sekundäre Entstehung durch die Oxidierung/Verwit-

Habitus: stängelige/prismatische oder nadelige Kristalle, Vertikal- terung von eisenhaltigen Mineralen (z. B. Pyrit, Magnetit). Ersetzt prismen mit Längsstreifung und Dipyramiden, bisweilen körnig, verschiedene Minerale (z. B. Pseudomorphosen nach Pyrit oder Ma-derbe Aggregate
gnetit). Als Ausfal produkt von marinem oder Süßwasser in Lagunen

Zwillinge: häufig, charakteristische Kniezwillinge, Drillinge und oder Mooren.

Viellinge.

Dichte: 4,2–4,4

Härte: 6–6,5

1.8.6 Karbonate

Spaltbarkeit: gut

Bruch: muschelig, spröde, uneben

Es gibt ca. 170 verschiedene Karbonate; alle sind Salze der Kohlen-

Farbe/Transparenz: dunkelrot, braun bis gelblich, seltener schwarz; säure H CO und strukturell ist ihnen ein Anionenkomplex (CO )2−

2

3

3
durchsichtig bis fast opak
gemeinsam. Sie sind häufig im marinen Milieu abgelagert, aber auch

Strichfarbe: gelblich braun
in Evaporit- oder Karstgebieten zu finden.

Glanz: Diamantglanz, manchmal Metallglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Glanz, Habitus
k Calcit ( calcite), CaCO – trigonal

3

Vorkommen: als Gemengteil (oft mikroskopisch) in vielen Magmati-
ten und Metamorphiten. Sekundär sowohl als Gemengteil zahlreicher

Sande als auch durch die Diagenese Ti-haltiger Minerale (z. B. Sphen)

k Goethit ( goethite), FeO(OH) – orthorhombisch

. Calcit

Habitus: sehr formenreich. Oft tafelig, prismatische Kristalle (Rhom-
boeder, Prismen, Skalenoeder), auch als körnige, stängelige, fasrige,
erdige oder stalaktitische Aggregate

Zwillinge: häufig, auch Lamellierung durch Druck

Dichte: 2,7 (rein)

Härte: 3

Spaltbarkeit: vol kommen, Doppelbrechung

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: meist farblos, milchig-weiß, auch grau, gelb,
grün, rot, purpurfarben, blau, bis zu braun und schwarz; durchsich-
tig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit, Härte; Calcit löst sich leicht
in kalter verdünnter Salzsäure unter heftigem Brausen.

Vorkommen: eine der am weitesten verbreiteten Minerale und über-
wiegend sedimentär gebildet. Hauptgemengteil der Kalksteine und

Mergel; bildet häufig den Zement in klastischen Sedimenten. Auch

. Goethit (Foto R. Schumacher)

26

Kapitel 1 • Minerale

1
als metamorphisches Gestein (Marmor) oder aus primär magmati- k Dolomit ( dolomite), CaMg(CO ) – trigonal

3 2
scher Bildung (Karbonatite). Calcit und/oder Aragonit sind alleinige

Gemengteile in vielen Kalksintern, Thermalabsätzen und Tropfstei-

2
nen. Weiterhin tritt Calcit in Erzgängen und als Kluftfül ung auf.

Calcit (meist sekundär durch Umwandlung von metastabilem Ara-

3
gonit) ist auch ein biogenes Mineral und baut die Hartteile vieler

Organismen auf (Invertebraten).

4
k Aragonit ( aragonite), CaCO – orthorhombisch

3

5

6

7

8

9

10

. Dolomit

Habitus: oft Rhomboeder, häufig gekrümmte Kristalle. Auch mas-

11
sige, körnige, stängelige Aggregate

Zwillinge: häufig

Dichte: 2,8–2,9

12

Härte: 3,5–4

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: muschlig, spröde

13

Farbe/Transparenz: oft weiß, bisweilen farblos, gelblich bis bräun-
lich, manchmal pink; durchsichtig bis durchscheinend

14

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: wie Calcit, aber schäumt erst in Pulver-

15
form in kalter verdünnter Salzsäure

Vorkommen: oft ein diagenetisches Produkt (Ersetzung von Ca

16
durch Mg). Auch ein Gangmineral, besonders in Verbindung mit

Sphalerit oder Galenit

. Aragonit, Drillinge

17

Habitus: prismatisch, nadlig, bisweilen tafelig, auch krustige, strah- k Siderit ( siderite), FeCO – trigonal

3
lige, faserige oder stalaktitische Aggregate

Zwillinge: häufig

18

Dichte: 2,9

Härte: 3,5–4

19

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig

Farbe/Transparenz: farblos, grau, weiß, bisweilen gelblich; durch-

20
sichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

21

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Dichte

Vorkommen: ein metastabiles Polymorph von Calcit und ein wich-

22
tiger Bestandteil vieler Mol usken. Auch als primäre chemische

Fäl ung von CaCO aus Meer- und Süßwasser und in Verbindung

3
mit Heißwasserquellen oder assoziiert mit Gips. Bisweilen in Glau-

. Siderit, mit Bergkristall

23
kophanschiefer

Habitus: rhomboedrische Kristalle, oft gekrümmt. Auch spätige,
erdige, massige Aggregate

Zwillinge: oft Lamellierung

Dichte: 3,8–4 (variiert mit Mg-Anteil)

1

27

1.8 • Ausgewählte Minerale

Härte: 3,5–4,5

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: uneben

Farbe/Transparenz: grau bis graubraun und gelbbraun; durchsichtig
bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Spaltbarkeit, Farbe. Schäumt in
warmer Salzsäure

Vorkommen: häufig in Sedimentgesteinen, besonders in Tonen und

Schiefern, und als diagenetisches Produkt von Kalkstein (durch

Fe-haltige Fluide). Auch als Gangmineral (in Verbindung mit Pyrit,

Chalkopyrit oder Galenit)

k Malachit ( malachite), Cu CO (OH) – monoklin

2

3

2

. Baryt (weiß) mit Fluorit (gelblich)

Farbe/Transparenz: farblos bis weiß, oft gelblich, bräunlich, bläulich,
grünlich oder rötlich; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Dichte, Habitus, Spaltbarkeit

Vorkommen: als Kluftfül ung oder Gangmineral assoziiert mit Blei-,

Kupfer-, Silber-, Zink-, Eisen- oder Nickelerzen. Auch als diageneti-
sches Produkt im Kalkstein oder als Zement in manchen Sandstei-
nen (oft als Konkretionen)

k Anhydrit ( anhydrite), CaSO – orthorhombisch

4

. Malachit

Habitus: selten Kristalle, oft traubig-nierig, gebändert oder radial-
strahlig

Zwillinge: häufig

Dichte: 3,9–4,0

Härte: 3,5–4

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: hellgrün; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: hellgrün

Glanz: Glasglanz, Seidenglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, nieriger Habitus, schäumt mit Salz-
säure

Vorkommen: Oxidationszone von Kupferlagerstätten, oft in Verbin-

. Anhydrit
dung mit Azurit, Kupfererz und Cuprit

Habitus: selten Kristalle, tafelig, massig, faserig

Dichte: 2,9–3,0

1.8.7 Sulfate

Härte: 3–3,5

Spaltbarkeit: vol kommen

Sulfate bilden eine artenreiche Gruppe (ca. 200 Minerale), sind aber Bruch: uneben
nicht besonders häufig in der Natur zu finden. Alle Sulfate haben das Farbe/Transparenz: farblos bis weiß, oft bläulich, bisweilen grau Anion SO 2−. Sie entstehen oft in evaporitischen Milieus (Anhydrit, oder rötlich; durchsichtig bis durchscheinend

4

Gips), während andere (Gips, Baryt) auch mit hydrothermalen Erz- Strichfarbe: weiß
lagerstätten assoziiert sind.

Glanz: Glasglanz, Perlmuttglanz

Bestimmungsmerkmale: würfelähnliche Spaltbarkeit, Härte, Dichte
k Baryt ( baryte, barite), BaSO – orthorhombisch

Vorkommen: abgelagert direkt aus dem Meerwasser (Temperatur

4

Habitus: tafelig, bisweilen prismatisch, auch faserig. Aggregate blätt- > 42 °C), oder durch Entwässerung von Gips. Auch als Gangmineral rig, spätig oder stalaktitisch
in hydrothermalen Erzvorkommen

Dichte: 4,3–4,6

Härte: 2,5–3,5

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: uneben, muschelig

28

Kapitel 1 • Minerale

1
k Gips ( gypsum), CaSO .2H O – monoklin

Habitus: oft säulig oder tafelig, auch als körnige, faserige oder strah-

4

2
lige Aggregate

Dichte: 3,1–3,3

2

Härte: 5

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch

3

: muschelig, uneben

Farbe/Transparenz: oft grün bis graugrün, auch weiß, braun, gelb,
bläulich oder rötlich; durchsichtig bis durchscheinend

4

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Fettglanz

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Härte

5

Vorkommen: als Gemengteil in vielen magmatischen Gesteinen,
auch in hochtemperatur-hydrothermalen Gängen und in regio-

6
nal- oder kontaktmetamorphen Gesteinen (besonders Kalkstei-
nen). Apatit ist ein Hauptbestandteil von Knochen und anderem
organischen Material und dadurch in bestimmten Sedimentlagen

7

. Gips, Schwalbenschwanz, sekundär kristallisiert (vena del gesso, Italien)

konzentriert.

Habitus: tafelige Kristalle, oft gekrümmt; auch faserig, massig, körnig

Zwillinge: häufig (Schwalbenschwanzzwillinge)

k Monazit ( monazite), (Ce,La,Nd,Sm,Th)PO – monoklin

8

4

Dichte: 2–3

Härte: 2

9

Spaltbarkeit: vol kommen

Farbe/Transparenz: farblos bis weiß, bisweilen gelblich, gräulich,
rötlich und bräunlich; durchsichtig bis durchscheinend

10

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Perlmuttglanz, Seidenglanz

11

Bestimmungsmerkmale: Härte, Spaltbarkeit

Vorkommen: in Salzlagerstätten; wegen niedriger Löslichkeit fäl t
es zuerst aus verdunstendem Meerwasser aus (danach kommt

12

Anhydrit, später Halit). Auch in Erzlagerstätten assoziiert mit vul-
kanischer Aktivität. Viel Gips entsteht durch die sekundäre Hydra-
tation von Anhydrit.

13

14

1.8.8 Phosphate

. Monazit

Phosphate sind eine besonders vielseitige Gruppe, die selten in der Habitus: dicktafelige oder prismatische Kristalle, große Kristalle sind 15

Erdkruste zu finden ist. Sie sind von besonderem wirtschaftlichem oft gestreift

Interesse (z. B. Landwirtschaft).

Zwillinge: häufig

16

Dichte: 4,9–5,4
k Apatit ( apatite), Ca (F,Cl,OH)/(PO ) – hexagonal

Härte: 5–5,5

5

4 3

Spaltbarkeit: vol kommen

17

Bruch: uneben

Farbe/Transparenz: gelb bis rotbraun, bisweilen grün; durchschei-
nend bis undurchsichtig

18

Strichfarbe: weiß

Glanz: Harzglanz

19

Bestimmungsmerkmale: Härte

Vorkommen: ein Gemengteil in Graniten und Pegmatiten, auch in

Gneisen und Karbonatiten. Manchmal konzentriert in detritischen

20

Sanden (Gewinnung von Thorium und Cerium)

21

1.8.9 Silikate

22

Silikate sind die größte Mineralgruppe; alle Mitglieder haben ge-
meinsam die Beteiligung von SiO am Kristal bau, sie zeigen viele

2
polymorphe Ausprägungen. Diese Gruppe ist sehr wichtig, da ca.

23

90 Vol.-%) der Erdkruste aus Silikaten besteht. Quarz ist das häufigste

Mineral und variiert nach herrschenden Druck/Temperatur-Bedin-
gungen von Hochquarz (hexagonal) bis Tiefquarz (trigonal).

. Apatit

1

29

1.8 • Ausgewählte Minerale

Inselsilikate

- Uwarowit: CaCrSiO,

3

2 3 12

Silikate, die aus einzelnen isolierten (SiO )4− Tetraedern bestehen, - Andradit: CaFeSiO .

4

3

2 3 12
und relativ einfach aufgebaut sind. Die einzelnen Tetraeder werden
durch Fremdatome (z. B. Magnesium, Aluminium usw.) voneinander Man unterteilt die Granate in zwei Hauptgruppen – die Pyrop-Al-
abgetrennt und über dieses wieder mit anderen (SiO )4− Tetraedern mandin-Spessartin-Gruppe und die Grossular-Uwarowit-Andra-

4
verbunden.

dit-Gruppe. Innerhalb jeder Gruppe gibt es kontinuierliche atomare

Substitution, jedoch nicht zwischen den Gruppen.

k Olivin ( olivine), (Mg,Fe) SiO – orthorhombisch

Habitus: oft Rhombendodekaeder oder Ikositetraeder (oder Kom-

2

4
bination beider), auch derbe oder körnige Aggregate

Dichte: 3,6–4,3 (variiert mit Komposition)

Härte: 6–7,5

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig, spröde, splittrig

Farbe/Transparenz: variiert mit Komposition dunkelrot, braun bis
schwarz (Pyrop, Almandin und Spessartin), grün (Uwarowit), braun,
hellgrün, weiß (Grossular), gelb, braun, schwarz (Andradit); durch-
sichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Harzglanz

Bestimmungsmerkmale: Härte, Habitus

Vorkommen: in metamorphen und manchen magmatischen Gestei-
nen, wobei Granatzusammensetzungen mit bestimmten Gesteinen
assoziiert werden, z. B. Pyrop (Peridotit und assoziierte Serpenti-
nite, Kimberlit), Almandin (Schiefer, Gneis), Spessartin (niedrig-
gradige Metamorphite, besonders wenn sie Mn-haltig sind, manche

Granite und Pegmatite), Grossular (metamorphosierte Kalksteine),

Uwarowit (Cr-haltige Serpentinite), Andradit (metamorphosierte

. Olivin

Kalksteine, metasomatische kalkhaltige Gesteine). Auch häufig in

Sanden (Strand, Fluss)

Ein Mischkristall mit verschiedenen Zusammensetzungen, von

Forsterit (Mg SiO ) bis Fayalit (Fe SiO )

2

4

2

4

Habitus: meist als isolierte Kristalle (prismatisch, dicktafelig) in
magmatischen Gesteinen oder als körnige Aggregate

Dichte: 3,2–4,4 (höher mit Eisengehalt) normalerweise 3,3–3,4

Härte: 6,5–7

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig

Farbe/Transparenz: grün, manchmal gelblich oder bräunlich bis
schwarz, rötlich wenn oxidiert; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe (olivingrün), Bruch. Weil Olivin ein

. Granat

Mischkristall ist (mit verschiedenen Anteilen von Mg oder Fe), kön-
nen die physikalischen Eigenschaften auch variieren.

Alteration: zu Serpentin, Iddingsit oder Bowlingit durch Verwitte- k Sillimanit ( sillimanite, fibrolite), Al SiO –

2

5
rung oder hydrothermale Aktivität
orthorhombisch

Vorkommen: ein Gemengteil in Si-armen magmatischen Gesteinen Sillimanit, Andalusit und Kyanit (Disthen) sind Polymorphe (Modi-

(Basalt, Gabbro, Peridotit) oder durch schnelle Abkühlung in man- fikationen), mit einer ähnlichen chemischen Zusammensetzung, wo-
chen magmatischen Gesteinen (Pechstein). Dunit ist ein Gestein, bei Sillimanit typisch ist für Gesteine, die Hochtemperatur-Nieder-
das fast zu 100 % aus Olivin besteht. Auch durch die Metamorphose druck-Konditionen erfahren haben. Andalusit-führende Gesteine

Mg-reicher Sedimente kann Olivin entstehen. Olivin ist eine häufige haben eine Metamorphose unter niedrigen Drücken und modera-

Komponente in manchen Steinmeteoriten und auch in Mondbasalt. ten Temperaturen erfahren und Kyanit (Disthen) ist typisch für Ge-
steine, die hohe Drücke erfahren haben (Hockdruckmetamorphose).

k Granatgruppe ( garnet group), X Y Si O (X = Ca, Mn,

Habitus: prismatische Kristalle (selten), häufig faserig oder verfilzte

3 2

3

12

Mg oder Fe2+; Y = Al, Cr oder Fe3+) – kubisch

Aggregate

Eine Reihe von Mineralen, alle Endglieder. Natürliche Granate sind Dichte: 3,2–3,3
oft Mischungen dieser Endglieder, die durch das Ersetzen von Ato- Härte: 6,5–7,5
men entstehen. Folgende Namen werden verwendet:

-

Spaltbarkeit: vol kommen

Pyrop: Mg Al Si O ,

Bruch: uneben

3

2 3 12

- Almandin: FeAlSiO,

Farbe/Transparenz: farblos, weiß, gelblich oder bräunlich; durch-

3

2 3 12

- Spessartin: MnAlSiO,
sichtig bis durchscheinend

3

2 3 12

- Grossular: CaAlSiO,

Strichfarbe: weiß

3

2 3 12

30

Kapitel 1 • Minerale

1

Habitus: prismatisch, dicksäulige Kristalle (pseudotetragonal, mit
viereckigem Querschnitt), auch strahlig-stängelige Aggregate.

Manchmal mit kohlig-tonigen Einschlüssen in Kreuzform

2

Dichte: 3,1–3,2

Härte: 6,5–7,5

Spaltbarkeit:

3
gut

Bruch: uneben, splittrig, spröde

Farbe/Transparenz: farblos, oft pink oder rot, auch grau, braun, und

4
grün; durchsichtig bis fast opak

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

5

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Härte, Vorkommen

Alteration: oft zu einem Muskovitaggregat

6

Vorkommen: in feinkörnigen Sedimenten metamorphosiert unter
regionalen Bedingungen (Schiefern); auch in Gneisen und manchen

Pegmatiten (assoziiert mit Korund, Turmalin, Topas).

7

Tritt häufig in thermisch metamorphosierten pelitischen Gesteinen
auf, sowie in Peliten, die unter niedrigen Druckbedingungen regional
metamorphosiert wurden. Er tritt ebenfal s in einigen Pegmatiten,

8

. Sillimanit, Pseudomorph nach Andalusit (Foto R. Schumacher)

gemeinsam mit Korund, Turmalin, Topas und anderen Mineralen

Glanz: Glasglanz
auf. Transparenter grüner Andalusit wird als Edelstein verwendet.

9

Bestimmungsmerkmale: Habitus (verfilzt)

Vorkommen: in hochgradigen Metamorphiten (Gneis, Schiefer), k Kyanit ( kyanite, disthene), Al SiO – triklin

2

5
entstanden durch regionalen Metamorphismus

10
k Andalusit ( andalusite), Al SiO – orthorhombisch

2

5

11

12

13

14

15

16

17

. Kyanit

18

Habitus: linealartige, säulige Kristalle, oft quergestreift, auch radi-
alstrahlige Aggregate

19

Dichte: 3,5–3,7

Härte: 5,5–7 (Härte ist variabel; 5,5 entlang der Kristalle, und 6–7
quer zum Kristall)

20

Spaltbarkeit: vol kommen

Farbe/Transparenz: blau bis weiß, auch grau oder grün (Farbe ist
oft ungleichmäßig, am dunkelsten im Zentrum des Kristal s); durch-

21
sichtig bis durchscheinend

Glanz: Glasglanz, manchmal Perlmuttglanz

22

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Habitus, Spaltbarkeit, Härte

Vorkommen: in Metamorphiten (Regionalmetamorphose), typisch
in Gneis und Schiefer; assoziiert mit Granat, Staurolith, Glimmer

23
und Quarz; auch in Pegmatiten und Quarzgängen. Gelegentlich als

Verwitterungsrest in Sanden

. Andalusit (Varietät Chiastolith; Foto R. Schumacher)

1

31

1.8 • Ausgewählte Minerale
k Topas ( topaz), Al SiO (OH,F) – orthorhombisch

Habitus: Kristalle prismatisch, langsäulig, selten Aggregate

2

4

2

Dichte: 3,7–3,8

Härte: 7–7,5

Zwillinge: häufig, Durchkreuzungszwillinge mit rechtwinkligem

Kreuz (90°) oder schiefwinkligem Kreuz (60°)

Spaltbarkeit: gut

Bruch: muschelig, uneben, spröde

Farbe/Transparenz: rotbraun bis braunschwarz; durchscheinend bis
fast opak

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Harzglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Habitus (besonders mit Zwillingen)

Vorkommen: in metamorphen Gesteinen (Schiefer, Gneis), oft als

Porphyroblasten; assoziiert mit Granat, Kyanit und Glimmer. Bis-
weilen als Verwitterungsprodukt in Sanden

Gruppensilikate

Bei diesen Silikaten sind Doppeltetraeder der Zusammensetzung

(Si O )6−-Gruppen verknüpft, wobei zwei (SiO )-Tetraeder über eine

2 7

4

Ecke durch ein gemeinsames Silikatanion miteinander zusammen-
schließen.

z Epidotgruppe ( epidote group)

Allgemeine Formel ist X Y Si O (OH), wobei X häufig Ca und Y

2 3 3 12

. Topas (blau) mit Turmalin

– normalerweise Al und Fe3+ – ist, teilersetzt durch Mg und Fe2+ in
manchen Formen

Habitus: prismatische Kristalle, oft gestreift, auch körnige Aggregate

Dichte: 3,5–3,6
k Zoisit ( zoisite), Ca Al Si O (OH) – orthorhombisch

2

2

2

12

Härte: 8

Spaltbarkeit: undeutlich

Bruch: muschelig, uneben

Farbe/Transparenz: farblos, auch hellgelb, hel blau, grünlich und
pink; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Härte, Spaltbarkeit, Dichte

Vorkommen: in sauren Magmatiten (Pegmatiten, Rhyolithen) und

Quarzgängen. Auch als Verwitterungsprodukt in Sanden
z Staurolith ( staurolite), (Fe,Mg) (Al,Fe) Si O (O,OH) –

2
x

4

20

2
monoklin, pseudo-orthorhombisch

. Zoisit

Habitus: Kristalle, prismatisch, auch derb-strahlige Aggregate

Dichte: 3,2–3,4 (variiert mit Fe-Gehalt)

Härte: 6

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: uneben

Farbe/Transparenz: grau, gelblich, bisweilen rosa, blau, hellgrün
oder braun; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Perlmuttglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Spaltbarkeit

Vorkommen: in Schiefer und Gneis, auch in metasomatischen Ge-
steinen zusammen mit Granat und in hydrothermalen Gängen
k Klinozoisit ( clinozoisite), Ca Al Si O (OH) und Epidot

2

3

3

12

( epidote), Ca (Al,Fe) Si O (OH) – monoklin

2

3

3

12

Habitus: prismatisch, oft gestreift, auch derbe, körnige oder strahlige

Aggregate

Dichte: 3,2–3,5 (variiert mit Fe-Gehalt)

Härte: 6–7

Zwillinge: selten

Spaltbarkeit: vol kommen

. Staurolith, Kreuzform

32

Kapitel 1 • Minerale

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

. Epidot

12

Bruch: uneben, splittrig, muschelig

Farbe/Transparenz: grüngrau (Klinozoisit), gelbgrün bis schwarz

13

(Epidot); durchscheinend bis fast opak

Strichfarbe: grau

. Quarzkristall mit Turmalin (Ancash, Peru)

14

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Habitus

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Streifung, Farbe, Querschnitt

Vorkommen: als Gemengteil in mittel- bis niedriggraden Metamor- Vorkommen: als Gemengteil in sauren Magmatiten (Granit, Pegma-

15
phiten (besonders die, die aus Basalten oder kalkreichen Sedimenten tit), auch in Metamorphiten (Schiefer, Gneis) und Kalkstein
entstanden sind). Auch in Kalksteinen, geprägt durch Kontaktmeta- Ketten- und Doppelkettensilikate

16
morphismus, oder als Gänge in Magmatiten

Sie sind Silikate, deren Silikatanionen endlose eindimensionale

Ringsilikate

Tetraederketten oder Tetraederbänder (mehrere Ketten) eckenver-

17

Ringsilikate oder Cyclosilikate enthalten Kristal arten mit Ringen knüpfter (SiO )4−-Tetraeder enthalten. Als Folge der Ketten- bzw

4
von (SiO )−-Tetraedern, die mithilfe von Fremdatomen räumlich Bandstruktur existieren parallel zu den Ketten mehrere Ebenen gu-

4
miteinander verbunden sind. Die Ringe von Tetraedern sind in z. B. ter Spaltbarkeit, und vom Habitus sind die Minerale sind oft säulig,

18

3er-, 4er-, 6er-, 8er- oder 12er-Ringen miteinander verbunden.

nadelig oder faserig.

19
k Turmalingruppe ( tourmaline group), (Ca,Na,K)

z Pyroxengruppe ( pyroxene group)

(Li,Mg,Fe2+,Mn2+,Al,Cr3+,V3+,Fe3+,Ti4+)

Die allgemeine Formel ist X Si O , wobei X oft Mg, Fe, Mn, Li, Ti, Al,

3

2 2 6

(Mg,Al,Fe3+,V3+,Cr3+) [(OH) /(BO ) /(Si O )] – trigonal

Ca oder Na ist. Die häufigsten Pyroxene sind Ca-, Mg-, oder Fe-Sili-

6

4

3 3

8

18

20

Habitus: Kristalle oft langgestreckt mit vertikaler Streifung, oft kate, mit zwei Hauptgruppen – Orthopyroxene sind orthorhombisch
dreieckiger Querschnitt, auch parallele oder stängelige Aggregate, und haben wenig Ca, während Klinopyroxene monoklin sind und
teilweise massiv
entweder Ca oder Na, Al, Fe3+ und Li beinhalten.

21

Dichte: 3–3,3 (abhängig von Fe-Gehalt)

Härte: 7–7,5
z Orthopyroxene – orthorhombisch

22

Spaltbarkeit: undeutlich
k Enstatit ( enstatite), MgSiO3

Bruch: muschelig, spröde
k Hypersthen ( hypersthene), (Mg,Fe)SiO3

Farbe/Transparenz: stark variabel (wegen Zusammensetzung), aber Habitus: prismatische, säulige Kristalle, häufig als körnige Aggregate 23
normalerweise schwarz/blauschwarz, auch farblos, blau, pink oder Dichte: 3,2–4,0 (variiert mit Fe-Gehalt)

grün; durchsichtig bis fast opak

Härte: 5–6

Strichfarbe: weiß

Spaltbarkeit: gut

Glanz: Glasglanz

Bruch: uneben, spröde

1

33

1.8 • Ausgewählte Minerale

Vorkommen: als Gemengteil in Magmatiten und Metamorphiten;

Augit meist als Gemengteil in magmatischen Gesteinen, vorwiegend
in Vulkaniten (Basalt, Gabbro, Pyroxenit), Diopsid-Hedenbergit
meist als Gemengteil in metamorphen Gesteinen.

k Ägirin ( aegerine), NaFeSi O – monoklin

2

6

. Hypersthen

Farbe/Transparenz: grau, hellgrün, bräunlich, farblos (Enstatit),
dunkelbraun, rötlich, grünschwarz (Hypersthen); durchsichtig bis
durchscheinend

Strichfarbe: weiß (Enstatit), weiß bis grau (Hypersthen)

Glanz: Glasglanz (bis Metallglanz, Hypersthen)

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit (zwei Flächen mit 90°-Win-
kel), Farbe

Vorkommen: als Gemengteil in Magmatiten (Gabbro, Pyroxenit),
auch in Vulkaniten (Andesit) und Gesteinsmeteoriten
z Klinopyroxene ( clinopyroxene) – monoklin
k Diopsid-Hedenbergit-Serie ( diopside-hedenbergite
series), Ca(Mg,Fe)Si O

2

6
k Augit ( augite), (Ca,Mg,Fe,Ti,Al)(Al,Si) O

2

6

. Ägirin

Habitus: langprismatische Kristalle, auch körnige, radialstrahlige

Aggregate

Dichte: 3,5–3,6

Härte: 6

Zwillinge: häufig

Spaltbarkeit: gut

Bruch: uneben

Farbe/Transparenz: dunkelgrün oder braun, oft fast schwarz; durch-
scheinend bis opak

Strichfarbe: gelblich bis bräunlich, grün

Glanz: Glasglanz

. Augit

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Habitus, Spaltbarkeit

Habitus: prismatisch, tafelig, säulig (4- oder 8-eckiger Umriss), auch Vorkommen: als Gemengteil in Magmatiten (Syenit, Nephelinsy-körnige Aggregate
enit); auch in Metamorphiten

Dichte: 3,2–3,6 (variiert mit Fe-Gehalt)

Härte: 5,5–6,5
z Amphibolgruppe (amphibole group)

Zwillinge: häufig

Eine wichtige Mineralgruppe für die Bildung magmatischer und me-

Spaltbarkeit: gut
tamorpher Gesteine. Der Winkel zwischen den Spaltflächen beträgt

Bruch: uneben, spröde
ca. 120ůnd ist charakteristisch für Amphibole.

Farbe/Transparenz: grauweiß bis hellgrün (Diopsid), dunkelgrün
bis schwarz (Augit), durchsichtig bis durchscheinend
k Hornblende ( hornblende), (Na,K)0–1-

Strichfarbe: weiß (Diopsid), graugrün (Augit)

(Ca,Na) (Mg,Fe,Al) (Si,Al) O (OH) – monoklin

2

5

8

22

2

Glanz: Glasglanz

Habitus: kurz- oder langsäulige Kristalle (manchmal 6-seitiger Um-

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit (zwei Flächen mit 90°-Winkel) riss), auch körnige, faserige oder stängelige Aggregate

34

Kapitel 1 • Minerale

1

Spaltbarkeit: gut

Bruch: uneben

Farbe/Transparenz: grau, graublau oder lavendelblau (Glaukophan),

2
dunkelblau bis schwarz (Riebeckit); durchscheinend

Strichfarbe: hellgrau bis blau

Glanz

3

: Glasglanz, Seidenglanz

Bestimmungsmerkmale: Farbe

Vorkommen: als Gemengteil in Na-reichen Schiefern (Glaukophan).

4

Riebeckit ist in magmatischen Gesteinen (Granit, Syenit, Nephelin-
syenit und deren vulkanischen Äquivalenten) zu finden; auch selten
in Schiefern

5

Schichtsilikate

6

Schichtsilikate bestehen aus zweidimensionalen unendlichen Schich-
ten, die aus (SiO )-Tetraedern angeordnet sind, wobei jedes Tetrae-

4
der bereits über drei Ecken an die drei Nachbartetraeder gebunden

7
ist. Form und Eigenschaften der Kristalle (z. B. Spaltbarkeit) sind
bestimmt durch den schichtartigen Aufbau.

8
k Talk ( talc), Mg Si O (OH) – monoklin

3

4

10

2

9

. Hornblende

10

Dichte: 3,0–3,5

Härte: 5–6

11

Zwillinge: häufig

Spaltbarkeit: vol kommen

Bruch: uneben, spröde

12

Farbe/Transparenz: hell- bis dunkelgrün, auch fast schwarz (manch-
mal schwarzbraun); durchscheinend bis fast opak

Strichfarbe: graugrün, graubraun

13

Glanz: Glasglanz

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit (zwei Flächen mit 120° Winkel)

14

Vorkommen: als Gemengteil in vielen Magmatiten (Granodiorit,

Diorit, Syenit, Gabbro und die dazugehörigen Vulkanite), aber auch
in mittelgradigen Metamorphiten, die durch Regionalmetamorphose

. Talk

15
entstanden sind. Besonders charakteristisch für Amphibolite

Habitus: selten Kristalle, häufig körnige, schuppige, blättrige Ag-

16
k Glaukophan-Riebeckit ( glaucophane-riebeckite),
gregate

Na (Mg,Fe,Al) Si O (OH) – monoklin

Dichte: 2,6–2,8

2

5

8

22

2

Härte: 1

17

Spaltbarkeit: vol kommen

Farbe/Transparenz: weiß, grau oder hellgrün, manchmal gelblich,
rötlich; durchscheinend

18

Strichfarbe: weiß bis hellgrün

Glanz: Perlmuttglanz, Fettglanz

19

Bestimmungsmerkmale: Härte (fettiges Gefühl), Farbe

Vorkommen: sekundär nach Alteration von Olivin, Pyroxen und

Amphibol. Als Kluftfül ung in Mg-reichen Gesteinen. Auch in Schie-

20
fer (niedrig- bis mittelgradig) oder Kalkstein und Dolomit
z Glimmergruppe ( mica group)

21

Es gibt zwei Hauptgruppen von Glimmern, eine Gruppe reich an

Fe und Mg (Dunkelglimmer) und eine reich an Al (Hellglimmer).

22
k Muskovit ( muscovite), KAl (AlSi O )(OH,F) –

2

3

10

2

. Glaukophan
monoklin, pseudo-hexagonal

23

Habitus: tafelige, plattige Kristalle (hexagonale Umrisse), auch blätt-

Habitus: selten Kristalle (prismatisch, nadelig), bisweilen faserig
rige Aggregate

Dichte: 3,0–3,4 (variiert mit Fe-Gehalt)

Dichte: 2,8–2,9

Härte: 5–6

Härte: 2,5–3

1

35

1.8 • Ausgewählte Minerale

Spaltbarkeit: vol kommen

Farbe/Transparenz: gelblich bis rotbraun, grün (Phlogopit),
schwarz, schwarzbraun, dunkelgrün (Biotit); durchsichtig bis durch-
scheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Metallglanz, Perlmuttglanz

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit

Vorkommen: als Gemengteil in Metamorphiten, Mg-reichen Mag-
matiten und Kimberliten (Phlogopit). Biotit ist häufig als Gemengteil
in Graniten, Syeniten, Dioriten und deren vulkanischen Äquivalen-
ten. Auch charakteristisch für Glimmer-Lamprophyr, und in man-
chen Metamorphiten (Schiefer, Gneis)

k Chloritgruppe ( chlorite group),

(Mg,Fe,Al) (Si,Al) O (OH) – monoklin

6

4

10

8

. Muskovit (Foto R. Schumacher)

Spaltbarkeit: vol kommen (individuelle Blätter sind flexibel und
elastisch)

Farbe/Transparenz: farblos bis hellgrau, grün oder braun; durch-
sichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, Perlmuttglanz

Bestimmungsmerkmale: Spaltbarkeit, Farbe

. Chlorit

Vorkommen: ein häufiges Gemengteil in magmatischen Gesteinen

(Granit, Pegmatit) und Metamorphiten (Schiefer, Gneis). Auch se- Sammelname für eine Gruppe ähnlich zusammengesetzter Minerale,
kundär als Alterationsprodukt (Serizit) von z. B. Feldspäten, oder als inklusive Chamosit

Verwitterungsprodukt in Sanden (Fluss, Strand)

Habitus: pseudohexagonale tonnenförmige Kristalle, erdige, schup-
pige, oder plattige Aggregate
z Phlogopit-Biotit-Serie (phlogopite-biotite series)

Dichte: 2,6–3,3 (variiert mit Fe-Gehalt)

k Phlogopit ( phlogopite), KMg AlSi O (OH,F) –

Härte: 2–3

3

3

10

2
monoklin

Spaltbarkeit: vol kommen (individuelle Schuppen sind flexibel, aber
k Biotit ( biotite), K(Mg,Fe) AlSi O (OH,F) – monoklin
nicht elastisch)

3

3

10

2

Farbe/Transparenz: grün, gelb, rot, braun, schwarz; durchscheinend

Strichfarbe: graugrün, braun

Glanz: Glasglanz, matt

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Spaltbarkeit (nicht elastisch)

Vorkommen: in Metamorphiten (Chloritschiefer), oder als Altera-
tionsprodukt vieler Minerale (Pyroxene, Amphibole, Glimmer) in

Magmatiten. Auch als Mandeln in Vulkaniten oder in Sedimenten.

k Serpentingruppe ( serpentine group), Mg Si O (OH) –

3

2

5

5
monoklin

Zwei Strukturvarietäten sind zu unterscheiden – Chrysotil und An-
tigorit

Habitus: faserige (Chrysotil-) oder schuppige (Antigorit-)Aggregate

Dichte: 2,5–2,6

Härte: variabel, 2,5–4

Spaltbarkeit: vol kommen (Antigorit)

. Biotit

Bruch: muschelig, splittrig

Farbe/Transparenz: grün, braun, grau, weiß oder gelb, durchschei-

Habitus: tafelig oder kurzprismatisch (hexagonaler Umriss), auch nend bis opak
blättrige, schuppige Aggregate

Strichfarbe: weiß

Dichte: 2,7–3,3 (variiert mit Fe-Gehalt)

Glanz: Fettglanz, Harzglanz, Seidenglanz, matt

Härte: 2–3

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Glanz, Habitus

36

Kapitel 1 • Minerale

Gerüstsilikate

1

In den Gerüstsilikaten ist jedes (SiO )- oder (AlO )-Tetraeder über

4

4
sämtliche vier Ecken mit benachbarten (SiO )- bzw. (AlO )-Tetra-

2

4

4
edern verknüpft, wodurch ein dreidimensional unendliches Tetra-
edergerüst entsteht. Diese Gerüste umschließen größere Hohlräume,

3
in denen große Kationen u. a. Platz finden.

k Quarz ( quartz), SiO – trigonal

2

4

5

6

7

8

9

10

11

. Druse mit kryptokristallinem Quarz (Achat)

Habitus: Kristalle sind meist prismatisch, die Prismen sind meist

12
hexagonal (mit Streifung)

Zwillinge: Natürliche Quarzkristalle sind fast immer verzwillingt.

Die Zwillingsgesetze des Quarzes sind: a Dauphinéer/Schweizer-Ge-

13
setz (zwei gleichgroße Rechtsquarz- oder Linksquarzkristalle) b

Brasilianer-Gesetz (ein Rechts- und ein Linksquarzkristall gleicher

. Serpentin

14

Größe) c Japaner-Gesetz (Verwachsung zweier Kristalle mit fast

Vorkommen: sekundäres Mineral, entstanden durch die Alteration rechtwinkelig zueinander geneigten c-Achsen).

anderer Minerale (Olivin, Orthopyroxen) in Magmatiten oder Ser- Dichte: 2,65

15
pentiniten

Härte: 7

Spaltbarkeit: fehlt

16
k Glaukonit ( glauconite)

Bruch: muschelig

Farbe/Transparenz: reiner Quarz ist farblos; die wichtigsten gefärbten

Varietäten sind unten aufgeführt; durchsichtig bis durchscheinend

17

Glanz: Glasglanz

Varietäten des Quarzes: Es gibt viele Varietäten, die nach Farbe,

Ausbildung, Transparenz und anderen Eigenschaften unterschieden

18
werden: Bergkristall ist farblos, wasserklar durchsichtig und stets von

Kristallflächen (Millimeter- bis Metergröße) begrenzt. Rauchquarz ist

19
rauchbraun und durchsichtig bis durchscheinend. Citrin ist zitronen-
gelb und durchsichtig bis durchscheinend. Amethyst ist violett durch-
scheinend, bisweilen violette Farbe, fleckig-trüb, auch mit zonarer

20
oder streifiger Farbverteilung. Rosenquarz ist rosarot durchscheinend
bis kantendurchscheinend und milchig-trüb. Zahlreiche Varietäten
basieren auf Einschlüssen im Quarz oder inneren Verwachsungen

21
von Quarz mit parallelfaserigen bis stängelig-nadeligen Fremdmi-
neralen; z. B. geben winzige Flüssigkeitseinschlüsse dem Milchquarz

22
eine milchig-trübe Erscheinung. Zu den mikro- bis kryptokristallinen

. Glaukonit

Varietäten des Quarzes gehören die Chalzedon- und die Jaspisgruppe.

Bestimmungsmerkmale: Kristal form, muscheliger Bruch, Glas-

23

Glaukonit ist ein Mineral der Glimmergruppe. Es ist in kleinen, ge- glanz und Härte
rundeten Aggregaten (Klasten) in marinen sedimentären Gesteinen Vorkommen: Quarz ist ein häufiges Mineral in vielen magmatischen
zu finden. Sein Glanz ist matt und die Spaltbarkeit ist vol kommen. und metamorphen Gesteinen, besonders Granit und Gneis, aber
auch in klastischen Sedimenten. Auch ein häufiges Gangmineral

1

37

1.8 • Ausgewählte Minerale
k Chalzedon ( chalcedony), SiO – trigonal

2

. Chalzedon

Habitus: Aggregate, radialstrahlig, stalaktitisch oder wulstig-trau-
bige Formen

Dichte: 2,6

Härte: 6,5

Spaltbarkeit: fehlt

Bruch: muschelig

Farbe/Transparenz: weiß bis grau, rot, braun oder schwarz; durch-
sichtig bis durchscheinend

Glanz: Glasglanz bis Wachsglanz

Varietäten: Die Varietäten unterscheiden sich nach Farbe, Aus-
bildung, Transparenz und anderen Eigenschaften, z. B. Chalzedon

(meist bläulich gefärbt, dichtfaserig), Karneol (pink), Achat (rhyth-
misch und feinschichtig gebändert), Onyx (schwarzweiß gebändert),

Chrysopras (grüne Farbe), Jaspis (undurchsichtiger, intensiv gefärb-

. Opal (Foto R. Schumacher)

ter Chalzedon, meist braun, rot, gelb oder grün).

Bestimmungsmerkmale: Habitus, muscheliger Bruch, Härte

Bestimmungsmerkmale: Form, Dichte

Vorkommen: Chalzedon ist eine kompakte Art von Quarz mit feinen Vorkommen: abgelagert aus SiO -reichen Wassern in Gängen, häufig 2

(krypto- bis mikrokristallinen) Kristallen, die als hydrothermales Fäl- neben Geysiren oder heißen Quellen. Aus Opal ist auch das Skelett
lungsprodukt gebildet wurden, gangförmige Körper und Fül ungen vieler Organismen (z. B. Radiolarien, Diatomeen und Schwämmen);
oder Auskleidungen von ehemaligen Hohlräumen (z. B. Kreideklip- ihre Ablagerungen können opalreiche Sedimente bilden (z. B. Di-
pen, Rügen), vor allem in Vulkaniten (z. B. Mandeln in Mandelstei- atomit).

nen). Im sedimentär-diagenetischen Bereich tritt Chalzedon (bzw. Ja-
spis) neben oder statt Opal als Material von kieseligen Konkretionen z Feldspatgruppe ( feldspar group)

(Feuerstein) auf, ferner als Einkieselungssubstanz von ursprünglich Feldspäte sind die häufigsten Minerale in der Erdkruste (> 60 %),
kalkigen Fossilien und von fossilen Hölzern (Holzstein). Chalzedon besonders in metamorphen und magmatischen Gesteinen. Sie haben
wird auch auf dem Meeresboden abgelagert (Kieselschlamm).

die Komposition XAl(Si,Al)Si O , wobei X = K, Na, Ca, Ba und Sr.

2 8

Durch diese Variabilität in der Komposition gibt es Variationen in
k Opal ( opal), SiO ∙nH O
der Kristallform und den Eigenschaften, die Informationen über die

2

2

Habitus: massig, oft massive, stalaktitische, traubenförmige und chemischen und physikalischen Bedingungen während der Entste-
runde Formen, auch als Adern
hung liefern. Die Serie zwischen Albit (Ab – NaAlSi O ) und Ortho-

3 8

Dichte: 2,0–2,2 (vom Wassergehalt abhängig)

klas (Or – KAlSi O ) sind die Kalifeldspäte, die Serie zwischen Albit

3 8

Härte: 5,5–6,5
und Anorthit (An – CaAl Si O ) sind die Plagioklase:

2 2 8

Spaltbarkeit: fehlt

- Albit (An-An),

0

10

Bruch: muschelig

- Oligoklas (An-An),

10

30

Farbe/Transparenz: variabel, von wasserklar farblos über milchig- - Andesin (An -An ),

30

50
weiß, grau, rot, braun, blau, grün bis fast schwarz, oder in blassen - Labradorit (An -An ),

50

70

Farben; durchsichtig bis milchig-durchscheinend. Edle Opale zeigen - Bytownit (An -An ),

70

90
ein lebhaftes Farbenspiel (opalisieren).

- Anorthit (An-An ).

90

100

Glanz: Glasglanz/Wachsglanz

Varietäten: Opal ist in variablem Ausmaß wasserhaltiges SiO (ca. Alteration: Kalifeldspäte werden häufig zu Tonmineralen (beson-2

6–10 % bei Edelsteinqualität). Varietäten sind Edelopal (regenbo- ders zu Kaolinit) umgeformt, Plagioklase zu Tonmineralen oder
genartiger Schiller), Hyalit (glasglänzend, wasserklar), Hydrophan Serizit.

(milchweiß), Feueropal (bernsteinfarben, durchscheinend).

38

Kapitel 1 • Minerale

1
k Alkalifeldspäte ( alkali feldspars, KAlSi O )

Glanz: Glasglanz, perlmuttartig parallel zu Spaltbarkeit

3

8
k Sanidin ( sanidine), monoklin

Bestimmungsmerkmale: Farbe, Spaltbarkeit und Härte differen-
zieren Orthoklas und Mikroklin von anderen Mineralen, aber es

2
ist schwer, sie zu unterscheiden. Sanidin kann man unterscheiden
aufgrund der Durchsichtigkeit, dem tafeligen Habitus und dem Vor-

3
kommen.

Vorkommen: Orthoklas ist der häufigste Kalifeldspat in magmati-
schen und metamorphen Gesteinen. Mikroklin ist verbreitet in me-

4
tamorphischen Gesteinen und in Graniten, Granit-Pegmatiten und
hydrothermalen Gängen. Sanidin ist die Hochtemperaturform von

KAlSi O und tritt häufig in Form von Einsprenglingen in frisch aus-

5

3 8
sehenden, relativ jungen vulkanischen Gesteinen (Rhyolith, Trachyt)

und deren Tuffen auf.

6
z Plagioklasreihe ( plagioclase series), NaAlSi O -

8

8

CaAl Si O

2

2

8

7
k Plagioklas ( plagioglase), triklin

. Sanidin

8
k Orthoklas ( orthoclase), monoklin

9

10

11

12

13

. Plagioklas, in Amphibolgneis

14

Habitus: tafelig oder prismatisch, auch massig

Zwillinge: meist verzwillingt, vorzugsweise nach dem Albit- und/
oder dem Periklingesetz. Auch komplexe Zwillingsstöcke (Kombina-

15
tion von Albit- und Karlsbadgesetz, seltener mit dem Baveno- oder
dem Manebach-Gesetz)

16

Dichte: 2,6–2,8

Härte: 6,0–6,5

. Orthoklas

Spaltbarkeit: vol kommen

17

Bruch: uneben, muschelig
k Mikroklin ( microcline), triklin

Farbe/Transparenz: weiß, bisweilen pink, grünlich, bräunlich;

In dieser Subgruppe wird K+ oft durch Na+ ersetzt. Die allgemeine durchsichtig bis durchscheinend

18

Formel ist (K,Na)AlSi O . Die Kristalle der Kalifeldpatpolymorphe Glanz: Glasglanz, perlmuttartig parallel zu Spaltbarkeit

3 8
sind ähnlich im Habitus.

Bestimmungsmerkmale: Zwillingslamellierung ist ausgeprägt

19

Habitus: Sanidinkristalle sind oft tafelig oder prismatisch. Ortho- auf Spaltbarkeitsflächen. Die individuellen Plagioklase in der Mi-
klaskristalle und Mikrokline sind bisweilen prismatisch, manchmal schungsreihe zwischen Albit und Anorthit sind schwer optisch von-
mit einer rechteckigen Form (Baveno-Habitus).

einander zu unterscheiden außer Labradorit, der oft spektakuläre

20

Zwillinge: häufig (a. Karlsbader-Gesetz – ein Durchdringungs- blaue/grüne Farben auf der Spaltfläche zeigt.

zwilling, bei dem zwei tafelige Feldspatkristalle sich durchdringen, Vorkommen: häufig Gemengeminerale in magmatischen und
b. Baveno-Gesetz – ein Kontaktzwilling wodurch ein Prisma ent- metamorphen Gesteinen (s. ▶ Abschn. 2.2, 2.3), aber auch dendri-21
steht, oder c. Manebach-Gesetz – ein Kontaktzwilling, bei dem zwei tisch in Sedimentgesteinen. Die einzelnen Plagioklase zeigen un-

Kristalle nach der a-Achse gestreckt sind)

terschiedliche Vorkommen: Albit (in hellen, alkalibetonten mag-

22

Dichte: 2,5–2,6
matischen Gesteinen, in niedriggradig metamorphen Gesteinen,

Härte: 6,0–6,5
authigen während Diagenese in Sandsteinen), Oligoklas (in hellen

Spaltbarkeit: vol kommen
magmatischen Gesteinen, in mittelgradigen metamorphen Gestei-

23

Bruch: muschelig bis uneben
nen), Andesin (in mesokratischen magmatischen Gesteinen, z. B.

Farbe/Transparenz: Sanidin ist farblos bis grau; durchscheinend bis Andesiten, Dioriten, und mittelgradig metamorphen Gesteinen),
durchsichtig. Orthoklas ist weiß bis pink, bisweilen rot; Mikroklin ist Labradorit (in dunklen magmatischen Gesteinen, besonders Ba-
ähnlich, beide sind durchscheinend bis wenig durchsichtig
salten und Gabbros, und in basischen metamorphen Gesteinen,

1

39

1.8 • Ausgewählte Minerale
besonders Amphiboliten), Bytownit (in sehr basischen magmati-
schen und metamorphen Gesteinen), Anorthit (Drusenmineral in

Ca-reichen vulkanischen Auswürflingen und basaltischen Tuffen,
relativ seltener Gemengteil in stark unterkieselten, Ca-reichen mag-
matischen Gesteinen sowie in mittel- bis hochgradig metamorphen

Kalken und Kalkmergeln)

z Feldspatoid-/Foide-Gruppe ( feldspathoid group)

Chemisch verwandt mit den Feldspäten, aber mit einem niedrigeren

Silikatgehalt
k Leucit ( leucite), KAlSi O – normalerweise tetragonal

2

6

(pseudokubisch), und kubisch > 625 °C

. Nephelin

Bestimmungsmerkmale: Glanz (fettiges Gefühl)

Vorkommen: in SiO -armen Magmatiten und Vulkaniten (Nephe-

2
linsyenite, Phonolit)

z Zeolithgruppe ( zeolite group)

Eine Gruppe von Alumosilikaten, die Wasser gebunden haben. Die

Minerale innerhalb der Gruppe können faserige Aggregate bis Kris-
talle bilden.

k Analcim ( analcite), NaAlSi O -H O – kubisch

2

6

2

. Leucit

Habitus: gewöhnlich Ikositetraeder, auch körnige Aggregate

Dichte: 2,5

Härte: 5,5–6

Spaltbarkeit: keine

Bruch: muschelig, spröde

Farbe/Transparenz: weiß, grau; durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Glasglanz, matt

Bestimmungsmerkmale: Habitus

Alteration: alteriert zu Pseudoleucit, eine Mischung aus Orthoklas

. Analcim (Foto P. Modreski)

und Nephelin

Vorkommen: Leucit ist instabil unter Hochdruckbedingungen und Habitus: gewöhnlich Ikositetraeder, auch körnige Aggregate
nie in Verbindung mit Quarz zu finden. Dadurch ist das Vorkommen Dichte: 2,2–2,3
begrenzt. Typisch in K-reichen, Si-armen Vulkaniten (Trachyten).

Härte: 5,5

Spaltbarkeit: undeutlich
k Nephelin ( nepheline), NaAlSiO – hexagonal

Bruch: muschelig, uneben

4

Habitus: kurzsäulige Kristalle (gewöhnlich 6-seitiger Umriss), auch Farbe/Transparenz: farblos, weiß, grau, rötlich oder gelb; durchkörnige, derbe Aggregate
sichtig bis trüb

Dichte: 2,6–2,7

Strichfarbe: weiß

Härte: 5,5–6

Glanz: Glasglanz

Spaltbarkeit: undeutlich

Bestimmungsmerkmale: Habitus, Vorkommen

Bruch: muschelig, uneben

Vorkommen: meist als sekundäre Minerale in basaltischen und pho-

Farbe/Transparenz: weiß, grau, auch rotbraun oder grünlich, nolithischen Gesteinen. Auch in Sedimenten
manchmal farblos; durchsichtig bis durchscheinend

Strichfarbe: weiß

Glanz: Fettglanz, Glasglanz

2

41

Gesteine und Prozesse

Tom McCann

2.1

Die drei Hauptgesteinsarten – 43

2.2

Magmatische Gesteine – 43

2.2.1

Untersuchung magmatischer Gesteine – 45

2.2.2

Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern – 46

2.2.3

Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur) – 52

2.2.4

Klassifikation magmatischer Gesteine – 55

2.2.5

Vulkanische Gesteine – 59

2.2.6

Weitere Aspekte der Klassifikation – 60

2.2.7

Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide – 62

2.2.8

Vulkane – 63

2.2.9

Vulkanische Ablagerungen – 64

2.2.10

Vulkanische Eruptionstypen – 65

2.2.11

Magmatische Gesteine – Plutonite – 74

2.2.12

Vulkanite und Subvulkanite – 78

2.2.13

Pyroklastische Gesteine – 81

2.2.14

Ultramafische Gesteine – 82

2.3

Metamorphe Gesteine – 83

2.3.1

Temperatur, Druck und Metamorphosegrad – 85

2.3.2

Metamorphe Fazies – 85

2.3.3

Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine – 90

2.3.4

Beschreibung metamorpher Gesteine – 93

2.3.5

Identifikation von metamorphen Gesteinen – 97

2.3.6

Ausgewählte metamorphe Gesteine – 99

2.4

Sedimentgesteine – 103

2.4.1

Unterscheidung von Sedimentfaziestypen – 104

2.4.2

Beschreibung klastischer Sedimente – 104

2.4.3

Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung) – 119

2.4.4

Massenströme – 127

2.4.5

Erosionsstrukturen – 129

2.4.6

Postablagerungsstrukturen – 131

2.4.7

Biogene Strukturen – 134

2.4.8

Sedimentgesteine – 137

2.5

Ablagerungssysteme – 141

2.5.1

Plattentektonik und Ablagerungsmilieus – 141

2.5.2

Ablagerungsmilieus – 141

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_2, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

2.6

Diagenese – 155

2.6.1

Diagenese und diagenetische Bereiche – 155

2.6.2

Klastische Diagenese – 156

2.6.3

Karbonatdiagenese – 157

2.6.4

Konkretionen – 159

2.7

Verwitterung – 159

2

43

2.2 • Magmatische Gesteine

2.1

Die drei Hauptgesteinsarten
ren Bereichen der Erdkruste bzw. im oberen Mantel (intrusiv) oder
nahe an der Erdoberfläche (extrusiv). Beim Abkühlungsprozess des

Gesteine sind natürliche und stabile Aggregate von Mineralen oder Magmas bilden sich Kristalle charakteristischer Minerale. Die mögli-
mineral-ähnlichen Substanzen (die nicht kristallisieren, z. B. Obsi- chen Mineralassoziationen oder -paragenesen, sowie die Größe und
dian), die in drei Hauptgruppen unterteilt werden können – magma- Gestalt der beteiligten Minerale ist abhängig von:

tisch (d. h. plutonisch und vulkanisch), sedimentär und metamorph - der Zusammensetzung sowie

(. Abb. 2.1 und 2.2, . Tab. 2.1).

- der Abkühlungsrate des Magmas (gesteuert durch den Abküh-

Magmatische Gesteine entstehen durch Abkühlung von ge-
lungsort, d. h. abhängig davon, ob nah zur Erdoberfläche, tief
schmolzenem oder teilweise geschmolzenem Material (Magma) auf
in der Kruste oder dem Mantel).

oder innerhalb der Erdkruste. Abkühlung auf oder nahe der Ober-
fläche ergibt extrusive magmatische Gesteine (z. B. Basalte), während Durch die Abkühlung des Magmas und das folgende Auskristalli-

Abkühlung innerhalb der Erde intrusive magmatische Gesteine (z. B. sieren erster Minerale wird die Zusammensetzung der Restschmelze

Granite) bildet.

verändert. Diesen Prozess nennt man fraktionierte Kristallisation,

Sedimentäre Gesteine entstehen durch die Konsolidierung und da die schon kristallisierten Minerale durch verschiedene Pro-

Zementierung von lockeren Sedimenten (z. B. Sanden) oder orga- zesse dem Magma entzogen werden, d. h. nicht mehr mit der Rest-
nischer Substanz (z. B. Kohle), die in Schichten auf der Erdoberflä- schmelze äquilibrieren können. Dabei entwickeln sich die Magmen
che abgelagert oder chemisch ausgefäl t wurden (z. B. Karbonate, chemisch von einer ursprünglichen, primären Zusammensetzung

Evaporite).

der Schmelze zu einer neuen, modifizierten Zusammensetzung.

Metamorphe Gesteine werden aus bereits existierenden Gestei- Während der Entwicklung des Magmas kann die Zusammensetzung
nen gebildet, die sich aufgrund neuer Temperatur- und Druckbedin- der Schmelze auch durch die Assimilation von Nebengestein oder
gungen umwandeln. Diese neuen Bedingungen ergeben mineralogi- eines anderen Magmas (Magmenmischung) chemisch verändert
sche, chemische und strukturelle Änderungen.

werden.

Die Bowen-Reaktionsreihe gibt einen vereinfachten Überblick
über die chemische Entwicklung und die Kristallisation eines Mag-

2.2

Magmatische Gesteine
mas (. Abb. 2.3). Die Serie beschreibt zwei getrennte, aber parallele

Entwicklungsreihen – eine für die ferromagnetischen Minerale (Fe-

Ein Magma ist eine Mischung aus geschmolzenem oder halb- Mg-haltig; dunkel) und eine für die Feldspäte. Beide Reihen beenden
geschmolzenem Gestein (gewöhnlich mit Temperaturen zwi- ihre Entwicklung mit der Kristallisation von Quarz.

schen 700 und 1300 °C), Volatilen und Feststoffen, die unter der

Alle magmatischen Gesteine entstehen aus Schmelzen, d. h. ei-

Erdoberfläche auftreten. Es handelt sich in der Regel um silikatische nem Magma. Diese Schmelzen besitzen einen hohen silikatischen

Mischungen. Magmen können darüber hinaus suspendierte Kris- Anteil (40–75 % SiO -Gewichtsanteil). Einige seltene magmatische

2
talle und gelöste Gase enthalten (manchmal auch Gasbläschen). Gesteine bilden sich aus SiO -untersättigten oder karbonatischen

2

Magmen entwickeln sich in bestimmten Milieus (z. B. an Subduk- Schmelzen (z. B. Karbonatiten). Die Chemie des Magmas bestimmt
tionszonen, kontinentalen Riftzonen, mittelozeanischen Rücken), die Mineralausbildung bei der Kristallisation, aber sie kontrolliert
wo die Umgebung und die Zusammensetzung eng in Bezug zuein- auch die physikalischen Eigenschaften des Magmas wie Dichte
ander stehen. Das anfängliche Aufschmelzen von Gesteinen führt und Viskosität (in Abhängigkeit von der Temperatur). Während
zur Bildung einer primären Schmelze (durch Temperatur, Druck Magmen abkühlen, beginnen Minerale, darin auszukristallisieren,
und Zusammensetzung beeinflusst), und diese wird anschließend und es bilden sich Flüssig-Fest-Mischungen. Diese Mischungen aus
umgewandelt als Resultat von fraktioneller Kristallisation, Konta- Schmelze und suspendierten Kristallen (und vielleicht Fluidein-
mination und Magmenmischung.

schlüssen) existieren bei Temperaturen zwischen dem sogenannten

Magmatische Gesteine entstehen direkt durch Abkühlung aus Liquidus (d. h. die ersten Minerale kristallisieren aus der Schmelze
einer Gesteinsschmelze (Magma). Dies geschieht entweder in tiefe- aus) und dem Solidus (d. h. das Magma liegt komplett in fester

KREISLAUF DER GESTEINSARTEN

MAGMATISCHE GESTEINE

Wärme

+

Druck

Abkühlung+

V+E

Kristallisation

Aufschmelzung

Aufschmelzung

MAGMA

SEDIMENTE

V+E

METAMORPHE GESTEINE

Kompaktion

Verwitterung

+

+

Wärme

Aufschmelzung

Zementation

Erosion

+

Druck

. Abb. 2.1 Kreislauf der Gesteinsarten

SEDIMENTÄRE GESTEINE

(V: Verwitterung; E: Erosion)

44

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

2

3

SEDIMENTE

Verwitterung
und Erosion

Wasser

VULKANITE

4

Hebung

5

SEDIMENTÄRE

HYDROTHERMALISCHE

GESTEINE

6

ALTERATION

Hebung

Diagenese

7

Hitze+Druck

PLUTONITE

8

METAMORPHITE

Abkühlung

9

Aufschmelzung

10

MAGMA

11

12

. Abb. 2.2 Gesteinszyklus nach dem schottischen Begründer der modernen Geologie, James Hutton. Die Abbildung zeigt sowohl die Beziehung zwischen internen und externen Prozessen als auch die Hauptentstehungsgebiete für Minerale und Gesteine. (Nach Wenk und Bulakh 2004)

13

. Tab. 2.1 Allgemeine Eigenschaften von magmatischen, sedimentären und metamorphen Gesteinen

Plutonische Gesteine

Vulkanische Gesteine

Metamorphe Gesteine

Sedimentäre Gesteine

14

Kristallinität

Kristallin

Kristallin

Kristallin

Nichtkristallin; Ausnahme:

manche Kalksteine und

15

Evaporite; sonst meist

Fragmente

16

Kristall/Frag mente,

Große Kristalle, aber

Kleine Kristalle (nicht mit

Meist große Kristalle

Fragmente (Klasten/Körner)

Größe

Mineral größe variabel

Auge erkennbar; mikro-

(manchmal mit einigen
können sehr variabel sein
kristallin bis glasig), mit
größeren Kristallen, d. h.

(z. B. Sandstein, Konglo-

17
einigen großen Kristallen

Porphyroblasten). Bei
merat)

(porphyritisch)

Schichtung: individuelle

Schichten haben bestimmte

18

Kristallgrößen

Zusammen setzung

Meist 2+-Minerale

Meist 2+-Minerale

Können mono mineralisch

Können mono mineralisch

19
sein (z. B. Marmor, Quarzit),
sein (z. B. Kalk stein, Dolo-
aber meist 2+-Minerale
mit), aber meist 2+-Minerale

20

Farbe

Farbe variabel – hell (z. B.

Farbe variabel – hell (z. B.

Farbe variabel – manchmal

Farbe sehr variabel
saure Zusammen setzung)

saure Zusammensetzung)

gestreift (z. B. Gneis)

oder dunkel (z. B. basische
oder dunkel (z. B. basische

21

Zusammen setzung)

Zusammensetzung)

Strukturen

Normalerweise keine

Manchmal mit Schichtung

Oft mit Parallelgefüge

Meist ausgeprägte

Schichtung
oder Fließstrukturen,

(z. B. Schieferung)

Schichtung

22
manchmal Säulenbildung

Fossilien vorhanden?

Keine Fossilien

Fossilien in bestimmten

Manchmal Fossilien

Oft Fossilien

23

Fällen (z. B. in Tuffen)

Reaktion mit HCl

Keine Reaktion

Keine Reaktion

Manchmal Reaktion mit HCl

Karbonate zeigen starke

Reaktion mit HCl

2

45

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.3 Bowen-Reaktionsreihe (nach Blatt
et al. 2006)

Diskontinuierliche

Kontinuierliche

Reaktionsreihe

Reaktionsreihe
hohe Temperatur,

Bytownit (An

)

90-70

Frühkristallisation

Olivin

(Spinell)

Bytownit (An

)

90-70

(Mg,Fe)-Pyroxen(Fe/Mg anwachsend)

Labradorit

(Mg,Fe)Ca-Pyroxen

Andesin

Hornblende

Oligoklas (An

)

30-10

Biotit

Kalifeldspat

(Albit)

relativ niedrige Temperatur,

Spätkristallisation

Quarz

Zeolithe

H2O-reiche Restlösungen

Form vor). Zwischen dem Liquidus und dem Solidus besteht und W (in bestimmten Granittypen), für Ti (in Anorthositen) und
ein Magma demnach aus einer (silikatischen) Schmelze, in der für Li und die Seltenerdelemente (in Pegmatiten). Die Minerali-

Kristalle und flüchtige Phasen (d. h. Gase, größtenteils H O, CO sierung, die mit magmatischen Gesteinen verbunden ist, wird auf

2

2
und SO ) vorkommen. Zusätzlich können Fremdgesteinskörper die Platznahme eines heißen Magmenkörpers in der Kruste und

2

(Xenolithe) oder -kristalle (Xenocrysten/Fremdkristalle) darin die daraus resultierende Ausbildung hydrothermaler Konvekti-
auftreten.

onszellen, sowohl innerhalb der Intrusion als auch im umgeben-
den Nebengestein, zurückgeführt. Zusätzlich zur Mineralisierung
verursacht der Durchgang hydrothermaler Fluide auch andere

Prozesse wie zum Beispiel die Verdrängung bestehender Minerale

(z. B. wandeln sich Feldspäte in Tonminerale um; Pyroxene werden
durch Amphibole verdrängt) oder die Bildung neuer Minerale, z. B.

durch eine Silifizierung des Nebengesteins (Verkieselung = Wachs-
tum von Quarz).

2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

Magmatische Gesteine sind oft an der Oberfläche aufgeschlossen,
da sie entweder oberflächennah entstanden sind (z. B. in Vulkanen)

oder durch tektonische Prozesse und Erosion nach ihrer Erstarrung
an die Oberfläche vorgedrungen sind (Exhumation großer intru-
siver Gesteinskörper). Um die Entstehung und Entwicklung einer
magmatischen Provinz zu verstehen, ist es notwendig, eine Vielfalt
von Untersuchungen im Gelände und im Labor zu machen. Eine
vol ständige Analyse umfasst sowohl großmaßstäbliche Beobach-
tungen im Kilometerbereich (z. B. umfangreiche Kartierung bzw.

. Xenolith aus dem Massif Central, Frankreich

Gebrauch von Luft/Satelliten-Daten) als auch kleinmaßstäbliche

Beobachtungen im Millimeterbereich und darunter (z. B. die mi-

Gesteuert durch die Dichte der Schmelze und der geotektonischen kroskopische Analyse des Mineralbestands und des Gesteinsge-

Situation steigen Magmen durch die Lithosphäre in Richtung der füges):

Erdoberfläche auf. Die Dichte des Magmas in Bezug zur Dichte der - Kilometerskala – Kartierung von übergeordneten Beziehungen

Lithosphäre sowie die Dynamik von Kruste und Lithosphäre steu-
zwischen magmatischen Körpern,
ern, ob das Magma bereits in der Tiefe abkühlt (Intrusion) oder die - Meterskala – Kartierung von Magma-Mischungsgrenzen

Oberfläche erreicht (Extrusion). Die regionale tektonische Situation
und Kontaktbereichen; Analyse von Schichtungsphänome-
spielt dabei eine wesentliche Rolle.

nen,

Magmatische Gesteine sind die vorherrschenden Mutterge- - Millimeterskala und darunter – Beschreibung von Gefüge-
steine für einige der wichtigsten wirtschaftlichen Ressourcen, wie
und Mineraleigenschaften im Korngrößenbereich sowie von
z. B. für Diamanten (in Kimberliten, als Xenokrysten), für Cr und

Eigenschaften wie chemische und strukturelle Zonierungen

Ni (in mafischen und ultramafischen Intrusionen), für Co, Mo, Sn
innerhalb einzelner Minerale.

46

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.4 Hauptintrusionsarten mit möglichen

Beziehungen zu einer subvulkanischen Magma-

Lavastrom
erodierter Vulkan
kammer (nach Thorpe und Brown 1985)

2
vulkanischer

3

Kanal

4

5

Gang

6

7

8

Lopolith

9

Lakkolith

Magmakammer

Sill

10

. Tab. 2.2 Intrusivkörper und ihre Dimensionen

11

Mächtigkeit

Breite/Länge/Fläche

Zusammensetzung

12

Flach

Sills

Mehrere Meter bis Hunderte von

Bis 10 km breit

Hauptsächlich mafisch

Metern

Lakkolithe

Max. ca. 1000 m

1–8 km

Hauptsächlich Si-reiche Gesteine

13

Lopolithe

Mehrere Meter bis mehrere

Mehrere zehn bis Hunderte von

Oft asymmetrisch und grob geschichtet;

Kilometer

Kilometern Durchmesser
hauptsächlich mafische bis ultramafi-

14
sche Gesteine

Gänge

< 1 m bis mehrere hundert Meter

Bis mehrere zehn Kilometer

Si-reich; mafisch bis ultramafisch

15

Batholithe

–

Mehrere 10 km breit; 100 bis

Hauptsächlich Si-reiche Gesteine

Tausende km2

16

Stöcke

–

Einige Kilometer breit;

Hauptsächlich Si-reiche Gesteine
maximal 100 km2

17

Tief

Vulkanische Pfropfen

100 m bis 1 km

–

Variabel, abhängig von Vulkanchemie

Feldgestützte Beobachtungen können eingesetzt werden, um die der Korngröße und des Gefüges am Handstück oder durch andere

18
verschiedenen Aspekte der Entwicklung der Magmen und der ent- Feldkennzeichen im Aufschluss (z. B. Form und Umfang vom Körper,
stehenden magmatischen Körper besser zu verstehen:

-

Kontaktbeziehungen zum Nebengestein) beantwortet werden.

19

Form und Umfang der magmatischen Körper (Intrusion),

- Beziehung zwischen der Intrusion und den angrenzenden

Lithologien,

2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten

20

- Mineralogie der magmatischen Gesteine,

-
von Intrusivkörpern

Abkühlungsgeschichte der magmatischen Gesteine.

21

Für eine detailliertere Charakterisierung der magmatischen Kör- Intrusive magmatische Gesteine entstehen durch die Abkühlung und
per (einschließlich ihres Ursprungs) sind zusätzlich chemische Ge- Erstarrung von Magmen tief innerhalb der Erdkruste (. Abb. 2.4,

22
steinsanalysen (Haupt- und Spurenelemente, stabile und radiogene . Tab. 2.2). Die Körper können Dimensionen von mehreren Metern Isotope) erforderlich. Eine gute Feldaufnahme ist dabei jedoch die bis zu mehreren Kilometern erreichen. Die Charakterisierung von

Grundlage für jede weitere Untersuchung und liefert bereits wichtige Intrusionen erfolgt in der Regel nach:

23

Informationen über die magmatischen Bildungsprozesse. Häufig sind - der Größe des Intrusionskörpers,
die wichtigsten anfänglichen Fragen, ob die untersuchten Körper in- - der Tiefe der Platznahme des Intrusionskörpers sowie
trusiv oder extrusiv, autochthon ( in situ) oder allochthon (nicht in - der Art und Geometrie der Kontakte, die den Intrusionskörper situ) ist. Diese Fragen können häufig schon durch die Bestimmung
abgrenzen.

2

47

2.2 • Magmatische Gesteine
abgesenkter zentraler Block

Overlap
nach innen
gekrümmte Kurve

Offlap

Gang

Versatz

Transgression

Finger

Sill
hochgehobener
a
b
zentraler Block

. Abb. 2.5 a Idealisierte 3D-Morphologien von Gängen und Sills mit Beschreibung der Nomenklatur, b Blockbild eines einzelnen Ring-Dikes ( oben) und eine Reihe von Cone Sheets ( unten). (Nach Thorpe und Brown 1985)

Intrusionen können in zwei Typen eingeteilt werden:

-
um eine Intrusion gefunden (Ring-Dikes). In solchen Situationen

Hypabyssische Intrusionen – nahe der Erdoberfläche abge-
steht ihre Bildung in Verbindung zu Aufwölbung ( Updoming) um
kühlte Intrusionen. Solche Intrusionskörper neigen dazu, von
den magmatischen Körper und der späteren Subsidenz (Senkung)

kleinerem Maßstab zu sein.

-
eines zentralen zylindrischen Blocks in einem Dehnungsfeld oder in-

Plutone – ein allgemeiner Begriff, um Intrusionen zu beschrei- folge des partiellen Entleerens der Magmakammer. Ring-Dikes kön-
ben, die tief innerhalb der Erde abgekühlt sind (der Begriff
nen senkrecht oder steil nach außen hin einfallen. Ringgänge ( cone

Intrusion kann sowohl für flache wie auch tiefere Körper
sheets) sind ähnliche Strukturen, aber entstehen in kompressiven Ge-
verwendet werden).

bieten durch Hebung eines zentralen konischen Blocks und zeigen
ein nach innen gerichtetes Einfallen. Sie entstehen beim Einbruch

Die räumliche Form und Größe intrusiver magmatischer Körper einer Caldera durch das aufwärtige Eindringen von Magma in die
sind schwieriger zu bestimmen als die von vulkanischen Körpern. entstehenden ringförmigen Brüche. Die verschiedenen Dike-Arten

Intrusionen haben häufig unregelmäßige Formen, und es ist meist sind normalerweise widerstandsfähiger gegenüber der Erosion als
nicht möglich, die Körper in ihrer Gesamtheit zu sehen und somit das umgebende Nebengestein und können folglich morphologische
eine dreidimensionale Vorstel ung ihrer Ausmaße zu gewinnen.

Rücken und Kämme bilden.

Kleine Gänge (Milli- bis Zentimeterskala, z. B. Aplit) werden
z Gänge (Dikes) und Adern
auch Adern genannt. Sie entstehen durch hydrothermale Aktivi-

Gesteinsgänge (amer. dikes bzw. engl. dykes) sind plattenartige in- tät um einen Intrusionskörper, d. h. aus hydrothermalen Fluiden, trusive Körper, die größere Spalten auffüllen und das umgebende die aus dem Magma entmischt oder durch das Magma mobilisiert

Nebengestein schneiden und durchkreuzen (. Abb. 2.5). Mächtig- wurden, und führen oft zur Überprägung des Nebengesteins durch keiten variieren von < 1 m bis zu mehreren Hunderten von Metern. Neubildung von Mineralen (z. B. Quarz).

Sie können häufig über Entfernungen von mehreren Metern bis zu

Hunderten von Metern verfolgt werden. Dikes kommen einzeln oder
in subparallelen Gruppen (Schwärmen) vor.

Sie können einen klaren räumlichen Bezug zu einem intrusiven

Körper zeigen oder radial um das Eruptionszentrum an den Flanken
eines Vulkans auftreten (radiale Dikes). An regionalen tektonischen

Strukturen (z. B. einer Extension) kann ihr Verlauf ein hohes Maß an

Parallelität zeigen. Dikes werden auch als runde oder ovale Muster

48

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Besonders kann dies in mächtigeren Sil s (> 50 m) stattfinden, wo
die thermische Energie innerhalb des Magmenkörpers über län-
gere Zeit erhalten bleibt. Es kann daher innerhalb des Sil s oft zur

2

(gravitativen) Differentiation (einem möglichen Mechanismus der
internen Differentiation) von dichteren Frühkristallisaten kommen

3

(z. B. Olivin, Pyroxen). Diese Minerale konzentrieren sich am küh-
leren basalen Rand des Sil s. (Wärmeretention führt zur Bildung
gröberer Kristallisate bei mächtigeren Sil s).

4

5

6

7

. Vertikaler Gang, Teneriffa

8

9

10

. Andesitischer Sill , Estratos del Bordo, Chile (Sill, ca. 4 m mächtig; Foto

C. Breitkreuz)

11

Es ist nicht immer leicht, einen Lavastrom von einem Sil zu unter-
scheiden. Die beste Methode ist es, zu überprüfen, ob abgeschreckte

12

Randzonen ( chil ed margins) vorliegen, sowie den Typ und die Ver-
teilung von Einsprenglingen zu untersuchen. In Sil s können grö-
ßere Einsprenglinge zentral verstärkt auftreten, während die Ränder

13
eher feiner sind. Zugleich ist es wichtig, zwischen Einzel- und Mehr-
fachintrusionen zu unterscheiden. Letztere können zu Mischungen

14
von aphyrischen (feinkörnig) und porphyritischen Magmen führen.

Ebenso kann sich bei Sil s, wie schon erwähnt, eine gravitative Diffe-
renzierung durch Absinken von primären Kristallen und damit eine

15
magmatische Schichtung ausbilden (geschichtete Intrusionen; lay-
ered intrusion). Darüber hinaus zeigen Sil s häufig an der Oberseite

16

Absonderungen des gröberen, gekörnten bzw. felsischeren Anteils

(als Adern oder uneinheitliche Streifen, sog. Schlieren) als Folge der
fraktionierten Kristallisation und der Konzentration der flüchtigen

17

Phase während der Kristallisation. Im Gegensatz zu Lavaströmen
weisen Sil s keine Entgasungsstrukturen wie ehemalige Gashohl-
räume auf, die später oft durch Minerale aufgefül t werden können.

18
z Lakkolithe

19

. Granitader in Diorit

Lakkolithe sind konkordante Intrusionen in Form eines Pilzes, die in
verhältnismäßig unverformte Sedimentgesteine in geringen Tiefen
z Sill oder Lagergang
eingedrungen sind, meist in Tiefen um 3 km unter der Erdoberfläche

20

Sil s oder Lagergänge sind konkordante, lagenförmige, intrusive (. Abb. 2.4). Sie sind mit Dikes verwandt, da ihre basale Form zu Körper, die mehr oder weniger parallel zur Schichtung oder Folia- Beginn des Aufstiegs der eines Dikes ähnelt. Beim Erreichen einer
tion innerhalb des Nebengesteins liegen (
widerstandsfähigeren Schicht wird der weitere vertikale Aufstieg be-

21

. Abb. 2.5). Ihre Mächtig-
keit kann zwischen Metern bis zu mehreren 100 Metern liegen, und hindert; das Magma dringt seitlich in die blockierende Schicht ein
sie können sich über Gebiete von mehreren zehn bis Hunderten von und wölbt diese kuppelartig auf. Lakkolithe haben eine Mächtigkeit

22

Quadratmetern erstecken. Sie sind im Allgemeinen auf Magmen von bis zu 1 km und einen Durchmesser von 1–8 km.

niedriger Viskosität zurückzuführen, und daher zeigt die Mehrzahl

Im Allgemeinen entstehen Lakkolithe aus silikatreichen Mag-
der Sil s einen basaltischen Chemismus (basaltische Magmen ha- men. Da diese Magmen eine viel höhere Viskosität haben als ma-

23
ben aufgrund niedrigerer SiO -Gehalte eine niedrigere Viskosität als fische Magmen, breiten sie sich kaum lateral aus (wie im Falle der

2
granitische Magmen). Sil s treten einzeln oder in Gruppen (infolge Sil s), sondern bleiben an den lokalen Aufstiegsweg gebunden. Das
mehrfacher Magmeninjektionsereignisse) auf. Zusätzlich kann die Abkühlen an den Rändern des Intrusionskörpers erhöht die Viskosi-
interne Zusammensetzung der Sil s variieren (differenzierte Sills). tät weiter, so dass es durch den Aufstiegsdruck des Magmas zu einer

2

49

2.2 • Magmatische Gesteine

Verdickung und einem Aufwölben über der vertikalen Magmenzu-

Plutone mit batholithischen Dimensionen können aufgrund ih-
fuhr kommt. Dies kann zur Bildung einer breiten Deformationszone rer Größe und ihrer Beziehung mit dem umgebenden Nebengestein
im umliegenden Nebengestein führen. Diese zum Teil bruchhafte in drei Arten unterteilt werden:

Deformation des Nebengesteins kann den Durchgang anderer Int- - Katazonale Plutone sind von hochgradig metamorphen Ge-
rusionskörper erleichtern, die sich ausgehend vom Hauptlakkolith
steinen umgeben. Plutonismus, Metamorphose und Deforma-
verzweigen (z. B. periphere Lakkolithe, Dikes usw.).

tion fanden in etwa zeitgleich statt, was durch kontinuierliche

Übergänge der Foliation zwischen den Intrusionen und dem

Nebengestein erkennbar ist. Bei katazonalen Plutonen sind
die Kontakte zwischen dem magmatischen Gestein und dem

Nebengestein durch die chemische Wechselwirkung zwischen
dem Magma und den umgebenden Gesteinen eher gradiert.

Migmatite, d. h. alternierende helle granitische und dunkle
mafische Lagen foliierter metamorpher Gesteine (z. B. Schiefer
und Gneise), sind oft vorhanden. Migmatite entstehen durch
partielle Schmelzbildung während einer Metamorphose, wobei
die Schmelzen durch zwischengelagertes ungeschmolzenes

Material lokal eingegrenzt werden. Dies belegt eine extrem
duktile Deformation. Mylonitisierung kann ebenfal s innerhalb
der Migmatite auftreten.

- Mesozonale Plutone sind umgeben von metamorphen Ge-
steinen, die durch die Mineralparagenesen und die Texturen
eine niedrig- bis mittelgradige Metamorphose belegen. Die

Temperaturen haben nicht zur Schmelzenbildung ausgereicht,

. Maiden Creek Sill / Lakkolith (Dazit), USA (Sill, ca. 3 m mächtig; Foto C. Breit-
kreuz)

weshalb Migmatite nicht oder nur selten auftreten. Zusätzlich
beobachtet man eher scharfe Kontakte zum Nebengestein, die
z Lopolithe
sowohl konkordant als auch diskordant sein können. Moderate

Lopolithe sind konkordante, untertassen- oder trichterartige Intru-

Deformation ist oft im Nebengestein erkennbar, ebenso wie
sionen in nicht deformierten oder sanft gefalteten Nebengesteinen

Fließstrukturen innerhalb des magmatischen Körpers.

(. Abb. 2.4). Die Mächtigkeiten erreichen Meter bis Kilometer bei - Epizonale Plutone zeigen größtenteils einen diskordanten Durchmessern, die mehrere zehn bis mehrere hundert Kilometer

Kontakt zum Nebengestein. Der Kontakt ist scharf und zeigt
erreichen können. Im Durchschnitt liegt die vertikale Mächtigkeit
abgekühlte Randzonen und schmale kontaktmetamorphe
bei 1/10 bis 1/20 der horizontalen Breite. Die Bildungsprozesse äh-

Säume. Im Randbereich der Plutone finden sich häufig eckige
neln denen von Lakkolithen, da für sie ebenfal s eine gangförmige

Xenolithe, die dem Nebengestein entstammen und durch

Magmenzufuhr charakteristisch ist. Hingegen ist ihre chemische
sprödes Herausbrechen aus dem Nebengestein während der

Zusammensetzung vergleichbar mit der von geschichteten Intru-

Platznahme der Schmelze in diese gelangten. Innerhalb des
sionen, d. h. schichtartig aufgebauten mafischen bis ultramafischen

Plutons gibt es keine Kennzeichen von Fließstrukturen. Viele

Intrusionskomplexen. Ein häufiges Gestein in Lopolithen ist Gabbro,
epizonale Plutone sind mit vulkanischen Gesteinen und Ein-
der im Wesentlichen aus Pyroxenen, Olivin und Plagioklas zusam-
bruchstrukturen assoziiert, die auf ein gemeinsames magmati-
mengesetzt ist. Einige Lopolithe können an der Oberseite eine dünne
sches Ereignis zurückzuführen sind.

Kappe von granitischen Gesteinen aufweisen.

z Vulkanische Schlote und Diatreme
z Batholithe und Stöcke

Batholithe und Stöcke sind große, grobkörnige plutonische Körper,
die häufig längliche Intrusionsgürtel (50–150 km breit und 500–

1500 km lang) aufbauen (. Abb. 2.6 und 2.7). Stöcke sind kleinere

Strukturen mit einem maximalen Aufschlussbereich an der Ober-
fläche von 100 km2. Batholithe bestehen gewöhnlich aus einer gro-
ßen Anzahl sich überschneidender, kleinerer Intrusionskörper oder

Plutonen (jeweils 5–50 km im Durchmesser). Sowohl Batholithe als
auch Stöcke zeigen meist steil einfallende Wände, und ihre basalen

Kontakte sind selten sichtbar.

Batholithe und Stöcke sind oft SiO -reich. Sie können infolge

2
mehrfacher Intrusionsphasen zugleich eine große interne Diversität
besitzen. Verschiedene magmatische Gesteine – von Dioriten bis
zu Graniten – liegen mit scharfem Kontakt oder kontinuierlichen

Übergängen nebeneinander. Solche gemischten oder sukzessiven In-
trusionen entstehen im Allgemeinen durch verhältnismäßig kurze

Intrusionsphasen und beweisen die Koexistenz von Magmen (z. B.

Magmamischung, fließende Kontakte). Die Kontakte zwischen auf-
einanderfolgenden Magmaförderphasen zeigen normalerweise gut

. Vulkanische Schlote, Agathla Peak, Arizona, USA
entwickelte charakteristische Deformationstexturen, wie zum Bei-
spiel Foliation oder Lineation.

50

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.6a–c Strukturelle Muster von Batho-
lithen und Stöcken mit Blick von oben ( links) und

Batholithe und Stöcke
im Profil ( rechts). a Flach (< 5 km tief) mit stark

2
diskordanten Kontakten und gekühlten Rändern.

Meistens wenig Frittung. 10–100 km2, b Mitteltief

(5–15 km) mit konkordanten und diskordanten

3

Kontakten, Kontaktmetamorphismus. Fließ-
strukturen innerhalb des Plutons sind häufig.

100–500 km2, c Tief (> 15 km tief) mit überwie-

4
gend konkordanten Kontakten. Fließstrukturen
parallel zu Kontakten. Migmatite und Kontakt-
metamorphismus vorhanden. 50–1000 km2.

5

(Nach Blatt et al. 2006)

6
abgekühlte Grenze

7
a

8

9

10

11

Kontaktmetamorphismus

12

Fließstruktur
b

13

14

15

16

17
ausgedehnter migmatitischer Bereich

0

30km

18
c

19

Die Erosion von vulkanischen Körpern kann im Ausbiss runde bis Ein Diatrem ist ein röhrenartiger Körper, der aus brekziösem Ma-
ovale Strukturen freilegen (vulkanische Schlote). Dreidimensional terial des Nebengesteins aufgebaut ist. Es handelt sich zum Teil um

20
betrachtet, erscheinen sie als annähernd zylindrische Strukturen, Förderkanäle von Maaren, die meist infolge phreatomagmatischer
die sich in die Tiefe fortsetzen und sich dort zu größeren Struk- Eruptionen entstehen (diese resultieren meist durch einen Kon-
turen zusammenschließen können (
takt heißer Extrusiva mit Grundwasser). Sie bilden einen Explo-

21

. Abb. 2.8). Diese haben einen

Durchmesser in der Größenordnung von 102–103 m und schließen sionskrater auf der Geländeoberfläche, der von einem Ring aus

Laven sowie pyroklastisches Material ein. Intern zeigen sie häufig ausgeworfenem Material umgeben ist. Vom Ringwall ausgehend,

22
eine Brekziierung infolge des Durchgangs von vulkanischen Gasen können häufig nach außen dünne Lagen vulkanischer Asche ab-
und hydrothermalen Lösungen. Zahlreiche kleinere pyroklastische gelagert werden.

Vulkane besitzen schmale röhrenartige Zufuhrkanäle (Diatreme),

23
die mit pyroklastischem Material gefül t sind, wie z. B. Brekzien- z Einschlüsse in magmatischen Gesteinen
schlote, Tuffschlote und Kimberlite. Diese Strukturen sind schmal Steigen Magmen durch die Lithosphäre auf, können Fragmente aus
und steil, zylindrisch bis trichterförmig, nahe der Erdoberfläche und dem umgebenden Nebengestein (z. B. Wände oder Dach der Mag-
haben ihren Ursprung an der Krustenbasis.

makammer) vom Magma aufgenommen werden. Solche Fragmente

2

51

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.7 Blockbild vom Teil eines Batholithen
und der umliegenden Schiefer (nach Thorpe und

Cupola

Brown 1985)

Dachscholle
metamorphe

Aureole

B A T H O L I T H

Xenolithe
werden als Xenolithe bezeichnet und sind von großer Bedeutung bei
der Untersuchung der Erdkruste und des oberen Erdmantels, da sie

Maar
vom Magma aus der Tiefe in höhere Bereiche transportiert wurden
und daher Informationen über die tieferen Bereiche liefern. Xeno-
lithe mit einer länglichen Form und schlecht definierten Grenzen
werden als Schlieren bezeichnet. Die Größe von Xenolithen variiert
zwischen einigen Millimetern bis hin zu mehreren Metern.

Grundwasser

Sogenannte Ghost-Xenolithe entstehen beim partiellen Auf-
schmelzen und der Rekristallisation von Xenolithen, wobei so-
wohl die Mineralogie als auch die Struktur dem Ursprungsgestein
ähneln.

Grenze zum

Xenolithe können in zwei Hauptgruppen eingeteilt werden:

-

Grundwasser

Gang

Xenolithe aus Fremdgestein mit reliktischen, meta-sedimen-
tären Strukturen: Diese wurden als Nebengesteinsfragmente
a
b
c
vom Magma aufgenommen oder fielen in eine Magmakam-
mer, bevor die Kristallisation beendet war. Solche Fragmente
können reliktische sedimentäre Strukturen beinhalten, sind

. Abb. 2.8a–c Drei sukzessive Schritte der Entwicklung zu einem hydrovul-
aber häufiger umgewandelt.

-
kanischen, brekziegefüllten Schlot. a Grundwasser oder Oberflächenwasser

Autolithe – Xenolithe aus frühen magmatischen Kristallisaten
erlangt Zugang zu einem magmagefüllten Tunnel ( conduit), b Konversion
mit magmatischen Strukturen: Diese können einen ähnlichen
von Grundwasser zu Wasserdampf führt zum Auseinanderreißen des Mag-

Ursprung haben wie der lokal vorliegende Magmatit.

mas und Brekziierung des umliegenden Gesteins. Brekziierung fängt oben
an. c Brekziierung setzt sich nach unten hin fort. Ein Maar entwickelt sich
oberhalb des Schlotes, umgeben von Brekzien. (Nach Blatt et al. 2006)

z Intrusive magmatische Kontakte

Magmatische Kontakte liefern trotz ihrer Komplexität in der Regel
deutliche Indikatoren für die Art und das relative Alter der magmati- Magma in das Nebengestein eindringt. Bei tieferen Intrusionen, in
schen Intrusionen (. Abb. 2.9). Die Untersuchung von Kontakttypen denen das Nebengestein höhere Temperaturen aufweist, kann das berücksichtigt:

-
umgebende Gestein plastisch verformt werden. Solche intrusiven
die An- oder Abwesenheit von Kontaktmetamorphismus,

-

Spannungen können auch zur Bildung von Foliationen im Neben-
die An- oder Abwesenheit von Xenolithen und Fremdkristal-
gestein führen. Darüber hinaus kann das Eindringen eines Magmas
len (Xenokrysten) und

-
über existierende Schwächezonen (z. B. Klüfte, Verwerfungen) ins
die Verbindung zwischen Intrusion und regionaler Deforma-

Nebengestein zum Auseinanderbrechen von Nebengesteinsschollen
tion.

unterschiedlicher Dimension (Xenolithe oder Fremdkristalle/Xeno-
krysten) und ihrer Aufnahme in das Magma führen.

Der Kontakt eines Intrusionsgesteins im Hinblick auf das Nebenge-

Zur Beschreibung magmatischer Gesteine ist es wichtig zu be-
stein kann entweder konkordant (z. B. Sil s) oder diskordant (z. B. achten, dass Konkordanz oder Diskordanz oft eine Frage des Maß-

Dikes, Diapire) sein, und ist oft sehr komplex. Die Entwicklung eines stabs ist. Im Aufschlussmaßstab kann ein Kontakt möglicherweise
konkordanten oder diskordanten Kontaktes ist mit einer Deforma- konkordant erscheinen, obwohl er regional diskordant ist.

tion im Nebengestein verbunden. Wenn Intrusionen in relativ küh-

Kontakte können wie folgt beschrieben werden:

les Nebengestein eindringen (d. h. in die flache Kruste), kann die - Ebene, gezackte oder blockartige Kontakte – entstehen durch

Platznahme von spröden Deformationen begleitet werden, wenn das
das Eindringen von Magma in Risse oder Spalten im kühleren

52

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Nebengestein mit der daraus resultierenden spröden Deforma-
tion.

gerade

- Glatte Kontakte – zeigen glatte, gekrümmte Flächenformen.

2

Oft wurden Xenolithe aus dem Randkontaktbereich vom

Magma aufgenommen.

-

3

Deformierte Kontakte – weisen eine gewisse plastische Verfor-
mung des Nebengesteins auf, was darauf hindeutet, dass dieses
warm war.

4
a

- Diffuse Kontakte – zeigen, dass entlang der Intrusion keine

Abkühlung stattgefunden hat. Dies lässt darauf schließen, dass
die Temperaturen des Nebengesteins und der Intrusionen

5
gezackt
ähnlich waren.

6

Kontakte können scharf bis gradiert auftreten. Ein scharfer Kon-
takt liegt vor, wenn keine (oder nur wenige) chemische Reaktionen
zwischen dem Magma und dem umgebenden Nebengestein statt-

7
fanden. Reaktionen zwischen Magma und Nebengestein können
fehlen, wenn das Nebengestein (z. B. Quarzit) nicht reaktiv ist oder
b
die Abkühlung sehr schnell ablief. Dies ist durch einen deutlichen

8

Rückgang der Korngröße in der Nähe des Kontaktes erkennbar, d. h.

blockig
es bildet sich ein abgeschreckter Rand ( chil ed margin). Die Anwe-

9
senheit eines abgeschreckten Kontaktes ist von großer Bedeutung
zur Bestimmung der relativen Intrusionsalter. Ein abgeschreckter

Kontakt kann sich sowohl bei Kontaktmetamorphose als auch bei

10
zeitgleicher Magmenmischung zwischen einem kühlen sauren und
einem heißeren basischen Magma bilden.

11
c

12
paarig

13

14
d

15
kurvig

16

17

. Mafischer Gang in Larvikit (abgeschreckter Rand, Foto kristallin.de/

M. Bräunlich)

18
e

Ein gradierter Kontakt bildet sich aus der chemischen Wechselwir-
unscharf
kung zwischen dem intrudierten Magma und dem Nebengestein.

19

Dabei können Aufschmelzungsprozesse im Nebengestein stattfin-
den, die dann zur Bildung einer Mischungszone im Kontaktbereich
führen. Durch Fluide, die aus dem kristallisierenden Magma entmi-

20
schen, kann zusätzlich eine Zone hydrothermaler Alteration im Ne-
bengestein entstehen. Solche Veränderungen können es im Gelände
schwierig machen, die wahren Kontaktflächen zu erkennen.

21

22
f

2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine

(Struktur und Textur)

23

. Abb. 2.9 Arten von magmatischen Kontakten im Profil. Die intrusiven

Gesteine sind weiß gehalten, die intrudierten Gesteine gemustert. (Nach

Thorpe und Brown 1985)

Das Gesteinsgefüge umfasst die Merkmale (erkennbar im Auf-
schluss, Handstück oder im Dünnschliff), die Auskunft über eine

Vielzahl von genetischen Prozessen geben wie:

2

53

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.10 Kornform eines Minerals (nach

Jerram und Petford 2011)

idiomorph
hypidiomorph
xenomorph

1 cm
a
b
c

- Reihenfolge der Kristallisation,

-

- Lagerungsgefüge: Schichten unterschiedlicher Zusammenset-

Kristallisationsraten,

-
zung können sich aus inhomogenen Kristallisationsprozessen

Rahmenbedingungen der Magmenabkühlung und -erstarrung

(d. h. Absetzen von Kristallen und Akkumulation in einem
und

-

Magmakammerstockwerk) entwickeln, aber auch auf magma-

Magmenviskosität.

tische Flüsse oder sogar Syn- oder Postkristallisationsprozesse
zurückzuführen sein.

Die Beschreibung des Gefüges magmatischer Gesteine beinhaltet - Kristallisationsgrad: Dieser beschreibt den Anteil der vor-
die Untersuchung:

-
handenen Kristalle gegenüber dem Anteil an Gesteinsglas
des Grades der Kristallisation (Struktur),

-
innerhalb eines Gesteins. Wenn die Probe fast ausschließlich
der Korngröße und -form (Struktur) und

-
aus Kristallen besteht, wird sie als holokristallin bezeichnet.

der geometrischen Anordnung der einzelnen Mineralkörner

Umgekehrt kann ein Gestein hauptsächlich aus Gesteinsglas

(Textur).

bestehen und als hyalin (z. B. Obsidian) beschrieben werden.

Gesteine, die beides umfassen, Kristalle und Glas, werden als

Das Gefüge magmatischer Gesteine umfasst auch Merkmale in grö-
hypokristallin bezeichnet.

ßerem Maßstab (z. B. Lagerung, Lineationen), die im Gegensatz zu
magmatischen Strukturen am besten im Gelände zu erkennen sind. z Kornform

Das Gefüge liefert wichtige Informationen über Magmabewegung Die Kornform eines Minerals wird durch die geometrische Anord-
oder -fluss sowie über Kristal bewegung innerhalb des Magmas. Um nung seiner Atome im Kristallgitter bestimmt (. Abb. 2.10). Mine-das Gefüge zu ermitteln, müssen die Orientierung von Kristallen, ralformen innerhalb eines Gesteins werden wie folgt beschrieben:

die Foliation und Lagerung im Aufschluss bestimmt werden.

- Idiomorph/ euhedral – Kristalle mit einer gut entwickelten

Typische Gefüge, die beobachtet werden können, sind:

-

Kristallform, mit ausgeprägten Kristallflächen und einer cha-

Lineationen: Dieses Gefügemerkmal innerhalb magmatischer
rakteristischen Geometrie. Solche Kristalle sind relativ selten,

Gesteine entsteht als Folge der gemeinsamen, weitestgehend
können aber als Einsprenglinge auftreten.

parallelen Ausrichtung länglicher Minerale, Bläschen und

- Hypidiomorph/ subhedral – Kristalle, die ihrer Idealform

Xenolithe sowie Faltungsachsen, die durch fließende Magmen-
ähneln, aber deren Wachstum von anderen Mineralen ein-
bewegungen erzeugt wurden.

geschränkt ist, so dass sie nur teilweise von Kristallflächen
begrenzt werden.

- Xenomorph/ anhedral – Kristalle, die in ihrer Form stark
irregulär sind und keine Hinweise auf ihre Idealform liefern.

Xenomorphe Kristalle hatten keinen Platz, um ihre charakte-
ristische Kristallform auszubilden.

In den gröberen magmatischen Gesteinen ist die Mehrheit der Kris-
talle in ihrer Form idiomorph bis hypidiomorph. In vulkanischen

Gesteinen können sowohl Einsprenglinge als auch einige akzessori-
sche Minerale (z. B. Zirkon, Apatit) idiomorph ausgebildet sein, da
sie früh in der Abfolge kristallisierten. An diesen früh kristallisierten

Mineralen können oft auch Merkmale partieller Auflösung (z. B. Ein-
buchtungen, die diskordant zur chemischen Wachstumszonierung
verlaufen) beobachtet werden.

z Korngröße

Die Korngröße wird hauptsächlich durch die Abkühlungsrate des

Magmas beeinflusst. Grobkristalline Gesteine bezeichnet man als

. Basaltische Andesitlava mit orientierten Plagioklas-Kristallen, Spätperm,
phaneritisch, während feinkristalline Gesteine als aphanitisch be-

Chile (Foto C. Breitkreuz)

zeichnet werden. Erstere sind im Allgemeinen intrusiv, während

54

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.3 Korngrößenbeschreibungen in kristallinen Gesteinen (nach Jerram und Petford 2011)

Korngröße

Beschreibung

2

Feinkörnig (aphanitisch/hyalin – für glasige Gesteine; < 1 mm)

Wenige Kristallgrenzen im Gelände oder mit der Lupe unterscheidbar

3

Mittelkörnig (phaneritisch; 1–5 mm)

Die meisten Kristallgrenzen sind mit der Lupe unterscheidbar

Grobkörnig (phaneritisch; > 5 mm)

Nahezu alle Kristallgrenzen sind mit bloßem Auge unterscheidbar

4

. Tab. 2.4 Typische chemische Zusammensetzung der wichtigsten silikatischen Minerale in magmatischen Gesteinen (Gew.-%) (nach Thorpe und 5

Brown 1985)

SiO

Al O

FeO + Fe O

MgO

CaO

Na O

K O

H O

2

2

3

2

3

2

2

2

6

Felsische Minerale

Quarz

100

–

–

–

–

–

–

–

7

Orthoklas

65

18

–

–

–

–

17

–

8

Albit

67

19

–

–

–

12

–

–

Anorthit

43

37

–

–

20

–

–

–

9

Muskovit

45

38

–

–

–

–

12

5

Nephelin

42

36

–

–

–

22

–

–

10

Mafische Minerale

Olivin

40

–

15

45

–

–

–

–

11

Pyroxen (Augit)

52

3

10

16

19

–

–

–

Amphibol (Hornblende)

42

10

21

12

11

1

1

2

12

Biotit

40

11

16

18

–

–

11

4

13

Letztere meist extrusiv sind (. Tab. 2.3). Im Detail können eine
körnigeren Grundmasse auftreten (s. o.). Ein Gestein, in dem

Anzahl verschiedener Kriterien genutzt werden, um die Korngröße
nur ein bestimmtes Mineral alle Einsprenglinge (z. B. Pyroxen

14
genauer zu beschreiben:

-
oder Plagioklase) ausbildet, bezeichnet man als Pyroxen-Por-

Äquigranular – die Körner sind im Allgemeinen einheitlich in
phyr oder Plagioklas-Porphyr. In der modernen geologischen
ihrer Größe.

Fachsprache gilt der Begriff Porphyr allerdings nur für das

15

- Subhedral äquigranular (d. h. granitisch) – einige Körner sind Gefügebild eines Gesteins und nicht für ein bestimmtes Ge-
idiomorph ( euhedral), andere sind hypidiomorph ( subhedral),
stein.

-

16
während der Rest xenomorph ( anhedral) ist.

-

Vesikel (Blasen) – Sind in dem erstarrenden Magma einge-

Inäquigranular – die Korngröße variiert, d. h. ist nicht einheit-
schlossene Gasblasen. Diese bilden sich in vulkanischen (z. B.

lich.

vesikulärer Basalt) und in einigen sehr oberflächennahen

17
plutonischen Gesteinen. Wurden die Hohlräume anschließend

Magmatische Gesteine können des Weiteren Fremdeinschlüsse, be-
mit sekundären Mineralen (beispielsweise mit Calcit, Quarz
stehend aus Gesteins- (Xenolithen) oder Mineralfragmenten (Xeno-
oder Zeolithen) verfül t, spricht man von amygdaloidem

18
kristallen) enthalten, die während der Platznahme des Magmas aus

Gefüge (z. B. amygdaloide Basalte). Zylinderförmige längliche
dem Nebengestein aufgenommen wurden.

Vesikel ( amygdales) und zylindrische Formen können sich

19

Die Korngröße magmatischer Gesteine kann quantitativ in fol-
ebenfal s ausbilden; Erstere sind im Allgemeinen durch die
gende Korngrößenkategorien eingeteilt werden:

-

Fließbewegung verkippt, wohingegen Letztere normalerweise
grobkörnig/grobkristallin: > 5 mm,
vertikal ausgerichtet sind.

20

- mittelkörnig/mittelkristallin: 5–1 mm,

-

- Trachytisches Gefüge – Beschreibt eine parallele/subparallele
feinkörnig/feinkristallin: 1–0,1 mm,

-

Anordnung von länglichen Plagioklaskristallen innerhalb eines
dicht: < 0,1 mm.

magmatischen Gesteins. Die parallele Anordnung der Plagi-

21
oklase entsteht durch Fließen oder Kompaktion des Magmas
z Gesteinsstruktur und Gefüge
während der Kristallisation (z. B. Sanidine im Trachyt).

22

Die geometrische Anordnung der einzelnen Minerale und ihre Be- - Glomeroporphyrische Struktur – Diese Struktur tritt auf,
ziehung zueinander werden vor allem stark durch die Reihenfolge
wenn sich Einsprenglinge zu Kristal agglomeraten zusammen-
beeinflusst, in der sie auskristallisieren. Eine Vielzahl von Bedingun-
fügen oder strahlenförmige Bündel mit netz- oder schneeflo-

23
gen kann genutzt werden, um die beobachtete Gesteinsstruktur und
ckenähnlichem Aussehen bilden.

das beobachtete Gesteinsgefüge näher zu beschreiben.

-

- Ophitisches Gefüge – Dieses Gefüge, welches meist in feinen

Porphyrisches Gefüge – Dieses Gefüge entsteht, wenn grö-
oder mittelkörnigen mafischen Gesteinen vorkommt, entsteht,
ßere Kristalle (Einsprenglinge/Phänokristalle) in einer fein-
wenn Plagioklaskristalle von größeren hypidiomorphen Augit-

2

55

2.2 • Magmatische Gesteine

. Tab. 2.5 Durchschnittliche chemische Zusammensetzung (Gew.-%) häufiger magmatischer Gesteinstypen (nach Blatt et al. 2006)

Bestandteil

Granit

Granodiorit

Diorit

Syenit

Anorthosit

Gabbro

Basalt

SiO

72,04

66,80

58,58

57,49

51,05

51,06

50,06

2

TiO

0,30

0,54

0,96

0,82

0,63

1,17

1,87

2

Al O

14,42

15,99

16,98

17,23

26,57

15,91

15,94

2

3

Fe O

1,22

1,52

2,55

3,05

0,99

3,10

3,90

2

3

FeO

1,68

2,87

5,13

3,22

2,07

7,76

7,50

MnO

0,05

0,08

0,12

0,13

0,05

0,12

0,20

MgO

0,7

1,80

3,73

1,84

2,14

7,68

6,98

CaO

1,82

3,92

6,66

3,54

12,76

9,88

9,70

Na O

3,69

3,77

3,60

5,48

3,18

2,48

2,94

2

K O

4,12

2,79

1,81

5,03

0,62

0,96

1,08

2

P O

0,12

0,18

0,29

0,29

0,69

0,24

0,34

2

5

. Tab. 2.6 Einfache Einteilung eines magmatischen Gesteins in Bezug auf den SiO -Gehalt (nach Thorpe und Brown 1985)

2

Geochemischer Begriff

Definition

Farbindex (M′ = Anteil mafischer Minerale)

Feldbeschreibung

Gew.-% SiO2

Sauer

> 65

M′ 5–25 (helles Gestein)

Felsisch/leukokrat

Intermediär

52–65

M′ 25–55 (mittelfarbiges Gestein)

Mesokrat

Basisch

45–52

M′ 55–85 (dunkles Gestein)

Mafisch/melanokrat

Ultrabasisch

< 45

M′ 85–100 (dunkles Gestein)

Mafisch/melanokrat
körnern umwachsen werden. Bei nicht vol ständigem Einschluss

(Schottenrockmuster)- oder flammenartige Strukturen der
der Plagioklaskristalle nennt man das Gefüge subophitisch.

-
entmischten Phase.

Poikillitisches Gefüge – Dieser Gefügetyp tritt auf, wenn ein

- Miarolithisches Gefüge – Dieses Gefüge entsteht in grani-
spät auskristallisierendes Mineral eine Anzahl kleinerer Mine-
tischen und pegmatitischen Gesteinen und beschreibt das
ralkörner komplett einschließt.

-

Vorhandensein von Hohlräumen (ursprünglich großen blasen-

Orbiculares Gefüge – zeigt zentimetergroße, runde oder
förmigen Fluideinschlüssen), in denen oft idiomorphe Kristalle
eiförmige Strukturen in der Form von konzentrischen Scha-
aus den Lösungen gewachsen sind.

len, oft mit alternierenden Anteilen felsischer und mafischer

Minerale.

- Korona – Eine Korona kann sich (in einigen magmatischen, 2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
aber typischerweise in metamorphen Gesteinen) bilden, wenn
ein Kristal , der früh im Kristallisationsprozess gebildet wurde, Der Anteil von Mineralen in einem magmatischen Gestein ist ein
nachträglich von meist feinkörnigen Mineralen verdrängt
wichtiges Merkmal, das zum Vergleich und zur Klassifikation ge-
wird. Die feinerkörnigen Minerale repräsentieren die Reaktion nutzt wird (. Tab. 2.4 und 2.5). Die Verlässlichkeit der Identifika-zwischen dem Kristall und der sich entwickelnden Schmelze,
tion ist allerdings variabel – sie hängt von der Kristallgröße (welche
die jetzt nicht mehr im Gleichgewicht mit dem früher kristalli-
die Keimbildungs- und Abkühlungsrate bei der Kristallisation wi-
siertem Mineral steht.

-
derspiegelt), den auftretenden Mineralassoziationen, aber insbeson-

Graphisches Gefüge – beschreibt die Verwachsung kleiner
dere auch von der Beobachtungsfähigkeit des/der Geologen/in ab.

Quarzbläschen mit größeren Alkalifeldspatkristallen. Dieses

Magmatische Gesteine können im Allgemeinen durch den Che-

Gefüge nennt man mikrographisch, wenn es nur unter dem
mismus und die Farbe (in Abhängigkeit des Mineralgehaltes) in drei

Mikroskop erkannt werden kann.

-
bis vier Gruppen eingeteilt werden. Das Vorkommen silikatischer

Mymerkitisches Gefüge (Mymerkite) – besteht aus einer

Minerale (. Tab. 2.4) und ihr Anteil am Gesamtmineralbestand spie-

Verwachsung von vermikulärem (wurmartigem) Quarz mit
geln den SiO -Anteil wider (. Tab. 2.6):

2

Na-reichen Plagioklas (meist Albit).

-

- Saure/felsische Gesteine – Diese Gesteine sind hell gefärbt

Entmischungsgefüge/Entmischungslamellen – Dieses Ge-

(leukokrat) und enthalten überwiegend Quarz, Feldspat und
füge ist das Ergebnis einer chemischen Entmischung während

Feldspatoide. Der SiO -Gehalt ist ca. 75 Gew.-%.

2
der Abkühlung eines ursprünglich chemisch homogenen

- Basische/mafische Gesteine – Diese Gesteine sind meist dun-

Minerals. Entmischungsgefüge findet man z. B. in Alkalifeld-
kel gefärbt (melanokrat) und enthalten viele Fe-Mg-reiche Mi-
späten und Pyroxenen. Abhängig von der Kristallographie der
nerale wie Olivine, Pyroxene und Amphibole. Diese Gesteine

Ausgangsphase bilden sich z. B. orientierte Lamellen, „Tweed“
sind demnach reicher an Ca, Fe, und Mg und ärmer an Na, K,

56

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

2. Bestimme die Anteile der fünf häufigsten Minerale bzw. Mine-

10 %

25%
ralgruppen im Gestein. Bei der Betrachtung von Handstücken
sind diese Minerale durch folgende Eigenschaften am besten

2
zu identifizieren (s. a. ▶ Kap. 1 für eine detailliertere Beschrei-
bung):

-

3

Quarz – Lichtdurchlässigkeit, Glasglanz, Fehlen einer offen-
sichtlichen Spaltbarkeit; muscheliger Bruch. In einigen Gra-
niten ist der Quarz in Handstücken deutlich bläulich gefärbt,

4
nicht jedoch im Dünnschliff.

- Plagioklas (Anorthitgehalt > 5 %) – Spaltbarkeiten, polysyn-
thetische Zwillingsstreifenbildung auf den Spaltflächen,

5

50 %

75%

- Kalifeldspat (enthält Na-Plagioklas, Albit, mit < 5 % Anorthit)

– Spaltbarkeiten; oft sieht man im Handstück die Karlsbader

6

Verzwillingung, häufig rosa bis bräunliche Färbung durch

Hämatiteinlagerungen,

- Mafische Minerale – schwarze, braune oder grüne Färbung,

7

- Foide (Feldspatoide) – individuelle Charakteristika existieren
oft für die einzelnen Foide (z. B. markantes Graublau des Soda-
lith, hexagonale Gestalt des Leucit).

8

Die Mineralogie spiegelt allgemein die chemische Zusammenset-

9
zung der Gesteine wider, so dass Proben mit freiem Quarz typischer-
weise relativ silikatreich sind (z. B. Granit). Während Proben mit

Ca-Plagioklas als dominantem Feldspat für gewöhnlich einen hohen

10

CaO-Gehalt aufweisen (z. B. Diorit, Gabbro), enthalten Proben mit

. Abb. 2.11 Vergleichsdiagramm zur Abschätzung des mafischen Mineral-
hauptsächlich mafischen Mineralen hohe Anteile an MgO und FeO
gehalts von zweidimensionalen magmatischen Gesteinsoberflächen (nach

11

(z. B. Peridotit).

Thorpe und Brown 1985)

z Plutonische Gesteine

12
und Si als felsische Gesteine. Gesteine, welche einschließlich

Eine detaillierte Klassifikation von plutonischen Gesteinen bein-

Fe-Mg-reiche Minerale enthalten, nennt man ultrabasisch/
haltet die Bestimmung der prozentualen Anteile der vier Hauptbe-
ultramafisch. Der SiO -Gehalt ist ≤ 55 Gew.-%.

standteile – Quarz (Q), Alkalifeldspat (A), Plagioklas (P) und Foide

13

2

- Intermediäre Gesteine – Diese Gesteine liegen bezüglich ihres (F) – sowie den Gehalt und die Art der mafischen Bestandteile

Mineralbestandes zwischen den beiden oben stehenden End-

(. Abb. 2.13). Einmal bestimmt, kann die Position des Gesteins in

14
gliedern und enthalten sowohl hell als auch dunkel gefärbte
ein QAPF-Diagramm (Quarz, Alkalifeldspäte, Plagioklase, Foide;

Minerale; sie sind somit intermediär in ihrer Farbe (mesokrat).

Steckeisen-Diagramm) eingetragen werden. Plutonische Gesteine
mit 10–100 % Q + A + P (leukokrate Minerale) können durch das

15

Die Chemie der vorhandenen Minerale innerhalb des magmatischen QAPF-Diagramm klassifiziert werden. (Für den Rest des Gesteins

Gesteins spielt eine wichtige Rolle bei der Bestimmung ihrer Zusam- werden mafische Minerale angenommen). Gesteine mit < 10 %

16
mensetzung. Die meisten Krusten- und Mantelgesteine bestehen aus Q + A + P werden als ultramafische Gesteine bezeichnet.

sieben Hauptoxiden (SiO , Al O , FeO/Fe O , MgO, CaO, Na O, K O),

Es können zwei deutliche, sich gegenseitig ausschließende, sau-

2

2 3

2 3

2

2
wobei die relativen Häufigkeiten dieser Oxide bedeutend variieren er-intermediäre geochemische Serien erkannt werden:

17
können. Die Zusammensetzung magmatischer Gesteine wird durch - Granit-Granodiorit (Tonalit-Diorit-Gabbro)-Serie – bekannt
die Zusammensetzung des partiell aufschmelzenden Ausgangge-
als kalkalkalischer Trend,
steins, des Grades der Aufschmelzung und durch magmatische Pro- - Alkaligranit-Alkalisyenit-Syenit-Foid-Syenit-Serie – bekannt

18
zesse (Differentiation durch fraktionierte Kristallisation) gesteuert.

als alkalischer Trend.

Die Farbe des Gesteins wird bei einigen Klassifikationsschemata

19
über einen Farbindex zur Bestimmung des Chemismus eingesetzt, Die quantitative mineralogische Zusammensetzung eines Gesteins
wobei der Anteil an dunklen Mineralen hier die wesentliche Rolle kann erst im Labor durch eine Dünnschliffanalyse ermittelt wer-
spielt (. Abb. 2.11).

den. Dementsprechend werden im Gelände häufig verallgemeinerte

20

Diese zwei Aspekte – Farbe und Zusammensetzung (der vorhan- Gruppennamen benutzt (. Abb. 2.13).

denen Minerale) – können mit der Korngröße kombiniert werden,

Im plagioklasreichen Bereich des QAPF-Diagramms kommen
um eine einfache Geländeklassifikation für magmatische Gesteine zwei oder mehr Gesteine vor (z. B. Gabbro, Diorit) (

21

. Abb. 2.14). Die
zu erstellen (. Abb. 2.12).

Unterscheidung zwischen diesen Gesteinen beruht auf:

- dem Anorthitgehalt des Plagioklas, oder

22
z Das IUGS-Klassifikationssystem

- der Häufigkeit oder der Identität der mafischen Minerale.

Das IUGS (International Union of Geological Sciences)-System ist
ein noch detaillierteres Schema, um magmatische Gesteine zu klas- Die Unterscheidung zwischen Gabbro und Diorit (und ihrer ent-

23
sifizieren, das zwei Schritte beinhaltet (. Abb. 2.13):

sprechenden vulkanischen Äquivalente Basalt und Andesit) kann

1. Wie ist die Korngröße des Gesteins, d. h. ist das Gestein pha- auf verschiedenen Kriterien basieren. Der Plagioklas im Gabbro hat
neritisch (d. h. grobkörnig–plutonisch) oder aphanitisch (d. h. im Allgemeinen eine Zusammensetzung, die Ca-reicher ist als An 50
feinkörnig–vulkanisch, s. u.)?

(z. B. > 50 % der Anorthit komponente) während Plagioklas im Diorit

2

57

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.12 Einfache Geländeklassifikation,
basierend auf Farbe (helle vs. dunkle Minerale, im

Rhyolith

Andesit

Basalt

Zusammenhang mit verschiedenen SiO -Gehal-

2
ten), wichtige silikatische Minerale (im Gelände

SAUER

INTER-
identifizierbar) und Korngröße. (Nach Jerram und

MEDIÄR

BASISCH

Granit

Granodiorit Diorit Gabbro Peridotit ULTRABASISCH

Petford 2011)

100

Alkali-
feldspat

80
ol.%)

FEIN

60

Quarz

Plagioklas
abnehmende

Korngröße

GROB

40

Biotit

Muskovit

Pyroxen

0.1

Mineralgehalt (V

20

0.5

Amphibol

1

Olivin

0

5

75

60

50

40

Korngröße (mm)

SiO2-Gehalt (Gew.%)

Q

Q

Quarzreiche

Granitoide

60

60

Granodiorit

To

Granitoide

Granit
nalit

Alkalifeldspat-Granit

Quarz-Alkalifeldspat- 10

35

65

90

Quarzdiorit

20

20

Syenit

Quarz-

Quarz-

Quarz-

Quarzgabbro

Alkalifeldspat-
syenit
monzonit
monzodiorit

Diorit

Dioritoide

Syenit

5

Gabbro

Syenitoide

Gabbroide

Syenit

Monzonit

Monzodiorit

A

P Norit

A

65

Anorthositee

P

Foid-führender

Foid-führender

Foid-führender

Anorthosit

Foid-führender

Syenit

Monzonit

Monzodiorit

Alkalifeldspat- 10

Foid-führender Diorit

10

Syenit

Foid-führender Gabbro

Foidsyenit
ro

Foidsyenitoide

Foiddioritoide

Foid-

Foid-
und Foidgabbroide

Monzosyenit

Monzodiorit

Foidgabb

60

60

Foidolith

Foidolithe

F
a

F
b

. Abb. 2.13 a IUGS-Klassifikation von plutonischen (phaneritischen) Gesteinen und anhand ihrer mineralogischen Zusammensetzungen: Q Quarz, A Alkalifeldspat, P Plagioklas, F Foide (Feld spatoide). Das Gestein muss weniger als 90 % mafische Minerale beinhalten. b Vereinfachte Gruppennamen (für den Gebrauch im Gelände), wenn Mineralanteile nicht sehr genau bestimmt werden können. Wenn ein Foid in Gesteinen entlang der A-P-Achse vorhanden ist, sollte der Name ergänzt werden, z. B. „Nephelinsyenitoid“. (Nach Blatt et al. 2006)

58

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.14 Klassifizierung und Nennung
von gabbroischen Gesteinen (nach Anteil an

Plagioklas

Plagioklas, Pyroxen und Olivin ( oben) oder

Anorthosit

2

Plagioklas, Pyroxen und Hornblende ( unten). Das

Vorkommen mehrerer Namen in pyroxenreichen

90

90

Feldern basiert auf dem Klinopyroxen (Cpx)-Or-

3
thopyroxen(Opx)-Verhältnis. Cpx > 50 % = Gab-
bro, Opx > 50 % = Norit, Cpx = Opx = Gabbronorit.

(Nach Blatt et al. 2006)

4

Gabbro,

Gabbronorit,

Troktolith

5

Norit

6

Olivingabbro,

Olivin-Gabbronorit,

Olivin-Norit

7

8

9

10

10

10

Plagioklas-führende ultramafische Gesteine

Pyroxen

Olivin

11

12

Plagioklas

Anorthosit

13

90

90

14

15

Gabbro,

Gabbronorit,

Norit

Hornblende-

16
gabbro

17

18

Pyroxenhornblende-Gabbro

Pyroxenhornblende-Gabbronorit

19

Pyroxenhornblende-Norit

10

10

20

Plagioklas-führender

Plagioklas-führender

Hornblendepyroxenit

Pyroxenhornblendit

21

Pyroxen

Hornblende

22
weniger Ca-reich ist als An (z. B. > 50 % der Albit komponente). Da weise < 35 Vol.-% mafische Minerale enthält. Im Allgemeinen enthält 50
es jedoch unmöglich ist, die Plagioklaszusammensetzung im Ge- der Diorit Hornblende ebenso wie oder anstatt von Pyroxen (Anmer-

23
lände zu bestimmen, können die Gesteine am besten auf Grundlage kung: Übergangsgesteine wie z. B. Gabbro-Diorit und basaltischer
der relativen Anteile der mafischen Minerale unterschieden werden. Andesit existieren ebenfal s). Eine weitere Unterteilung der gabbroi-

Ein Gabbro enthält typischerweise > 35 Vol.-% der mafischen Mi- den Gesteine basiert darauf, welche mafischen Minerale neben dem
nerale Olivin, Augit oder Orthopyroxen, während Diorit typischer- Calcium-Plagioklas vorkommen. Ein Gabbro enthält Klinopyroxen,

2

59

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.15 IUGS-Klassifizierungsschema für
ultramafische Gesteine. Ol = Olivin, Opx = Or-

Ol
thopyroxen, Cpx = Klinopyroxen. Der allgemeine

Dunit

Name „Pyroxenit“ wird benutzt bei Ol = 0–40 %,

90

Peridotit bei Ol = 40–100 %. Geringere Mineralan-
teile werden in die Nomenklatur integriert, z. B.

< 5 % = „granatführender Lherzolith“, > 5 % = „Gra-

Wehrlit
nat-Lherzolith“. (Nach Blatt et al. 2006)

Harzburgit

Peridotit

Lherzolith

40

Olivin-

Olivin-

Orthopyroxenit

Klinopyroxenit

Olivin-Websterit

Pyroxenit

10

Websterit

Opx

Orthopyroxenit

KlinopyroxenitCpx

. Abb. 2.16 Nomenklatur normaler alkalischer
bis subalkalischer vulkanischer Gesteine (nach

16

Cox et al. 1979)

14
alkalisch

Phonolithe

12

Trachyte

O

Benmoreite

10

Rhyolithe

O+K 22

Varietäten

8

Tr

Trachyandesite
achybasalte

Mugearite

. % Na

Hawaiite

6

Dazite

Gew

Alkali-
basalte

Andesite

4

Basalte

Pikritb Tholeiite

2
asalte
basaltische Andesite
subalkalisch

40

50

60

70

Gew.% SiO

2
ein Norit Orthopyroxen, und ein Gabbronorit besitzt gleich große > 50 Vol.-% Karbonatminerale beinhalten. Karbonatite kommen so-

Anteile von Orthopyroxen und Klinopyroxen (. Abb. 2.14).

wohl als extrusive Lava und intrusive Körper vor.

Die Mehrheit der ultramafischen Gesteine sind phaneritisch mit
einem Q + A + P + F-Gehalt von < 10 Vol.-% (. Abb. 2.15). Dem-
entsprechend machen mafische Minerale > 90 Vol.-% des Gesteins 2.2.5 Vulkanische Gesteine
aus – überwiegend Mg-reicher Olivin (Forsterit), Augit, Orthopy-
roxen und Hornblende sowie eine Auswahl von seltenen Mineralen Extrusive magmatische Gesteine können ebenfal s in zwei große Se-

(z. B. Aluminium- oder Chrom-Spinel , Magnetit, Ilmenit, Granat, rien unterteilt werden, abhängig von dem Chemismus der Magma,

Phlogopit und Ca-reicher Plagioklas). Es können zwei Hauptgrup- z. B. alkalisch und subalkalisch (. Abb. 2.16). Jede dieser Serien pen beobachtet werden – eine leukokrate Gruppe, die Anorthosite beinhaltet Gesteine von ultrabasischer bis zu saurer Zusammen-

(dominiert von Plagioklas), und eine melanokrate Gruppe, die Pe- setzung.

ridotite und Pyroxenite.

Subalkalische Serien werden des Weiteren in eine tholeiitische

Zusätzlich zu den oben erwähnten Gruppen von magmati- und eine kalkalkalische magmatische Serie eingeteilt (. Abb. 2.17).

schen Gesteinen gibt es eine Randgruppe, die Karbonatite, welche Die Unterscheidung beider Serien wird i. d. R. auf der Basis des

60

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Basalte, die nahe des plagioklasreichen Bereichs anzusiedeln

Basalt

BA

Andesit

Dazit
sind, können unterteilt werden in Tholeiit, Olivintholeiit, hoch al-

4

Hoch-
kalischer Basalt und Alkalibasalt (. Tab. 2.7). Diese wichtigen Ba-

2

Shoshonit-Serie

Kalium-
salttypen können auf Grundlage der vorherrschenden Pyroxene

Alkali-

3
oder auch dem Vorkommen bzw. Fehlen von anderen Mineralen

Serie

3
unterschieden werden.

2 O K

Kalk-

.% 2
alkali-

4

2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation

Serie

Gew

1

Einige magmatische Gesteine weisen sehr spezifische Gefügemerk-

5

Tholeiit-
male auf, die von besonderer Bedeutung für die Klassifikation sind.

Serie

In diesen Fällen ist die Mineralparagenese (Mineralvergesel schaf-

6

0
tung) unbedeutend. Dazu gehören:

48

53

57

63

68

Gew.% SiO

2

Porphyr Dieser Begriff beschreibt ein Gestein, das 50 % große, gut

7

BA = basaltischer Andesit
ausgebildete Einsprenglinge (häufig Plagioklas oder Kalifeldspat)

besitzt, die in einer feinkörnigen Grundmasse verteilt vorliegen.

Streng genommen beschreibt dieser Begriff das Gefügebild eines

8

. Abb. 2.17 Hauptunterteilung von Inselbogen-Vulkanfolgen an Hand des
vulkanischen Gesteins.

relativen Gehaltes an K O und SiO (nach Wilson 1989)

2

2

9

Pegmatit Dieser Begriff dient zur Beschreibung eines sehr grobkör-

Dreiecksdiagramms Na O + K O − FeO + Fe O − MgO gemacht, nigen, magmatischen Gesteins, in dem die einzelnen Kristalle im

2

2

2 3
da in tholeiitischen Magmen Magnetit erst spät als Liquidusphase Wesentlichen > 1 cm sind. Typischerweise besitzen Pegmatite eine

10
auftritt und tholeiitische Serien im Diagramm daher in Richtung granitische Zusammensetzung mit großen Kristallen von Alkalifeld-
der FeO + Fe O -Ecke verlaufen, während kalkalkalische Serien spat (Albit oder Na-Feldspat plus Mikroklin) und Quarz. Mafische

2 3

11
keine Fe-Anreicherung während der Differentiation zeigen. Pri- Pegmatite sind seltener, können aber auftreten – häufig als Linsen
märe Magmen, die aus partiellen Schmelzen innerhalb des Mantels innerhalb eines Gabbro- oder Diabas-Körpers.

generiert werden, sind im Wesentlichen basaltisch. Stärker diffe-

12
renzierte Magmen mit einem höheren SiO -Gehalt entwickeln sich Aplit Ein feinkörniges, homogenes Gestein granitischer Zusammen-

2
i. d. R. erst beim Aufstieg des Magmas. Charakterische Prozesse sind:

-
setzung, das in vielerlei Hinsicht als das feinkörnige Äquivalent zu
fraktionierte Kristallisation,
einem Pegmatiten angesehen werden kann. Aplite kommen häufig

13

- diffusive Prozesse in der flüssigen Phase,

-
als Dikes (diskordant verlaufende Gänge) in Plutonen granitischer

Magmenmischung und

Zusammensetzung vor. Aplite beinhalten typischerweise nur wenige

14

- krustale Assimilation.

mafische Minerale.

Der Grad, mit dem sich das Magma beim Aufstieg verändert, variiert Tachylit Ein aus natürlichen Gläsern bestehendes basisches Gestein.

15
aufgrund der jeweiligen tektonischen Umgebung und wird durch die Zur Ausbildung dieser Gläser kommt es an der Oberfläche von La-

Aufstiegsgeschwindigkeit und die Verweildauer in der Kruste kont- vaströmen und dem Randbereich basischer Dikes oder Sil s (Lager-

16
rolliert – beide Aspekte werden sowohl durch die Schmelzförderrate gänge). Wie alle natürlichen Gläser sind auch Tachylite metastabil,
der Asthenosphäre als auch durch die Mächtigkeit, das Alter und und es lassen sich häufig Hinweise auf eine Entglasung (Devitrifizie-
die Zusammensetzung der Kruste, durch die das Magma gelangt, rung) erkennen (s. unten).

17
kontrolliert. Zusätzlich ist auch das Verhältnis von intrusiven zu ex-
trusiven Produkten von Bedeutung.

Obsidian (Pechstein) Ein glasiges, generell nicht vesikuläres vul-

Ein Diagramm, ähnlich dem für plutonische Gesteine, kanisches Gestein intermediärer bis saurer Zusammensetzung, das

18
wird für die Klassifikation von vulkanischen Gesteinen benutzt durch schnelle Abkühlung eines Magmas entsteht, so dass keine

(. Abb. 2.18). Die Tatsache, dass vulkanische Gesteine feinkörni- Kristalle aus dem Magma kristallisieren konnten. Je nach Vorkom-19
ger sind, macht die Klassifikation für die Mehrheit dieser Gesteine men können jedoch vereinzelnd Kristalle in die glasige (hyaline)

schwierig und sogar unmöglich für glashaltige oder glasige Ge- Struktur eingebettet sein. Obsidian kommt in einer Vielzahl von Far-
steine. Chemische Analysen sind die beste Methode für eine kor- ben vor, darunter schwarz, dunkelbraun und dunkelgrün. Charak-

20
rekte Klassifikation. In dem Diagramm können Basalt und Andesit teristisch für Obsidian ist sein muscheliger Bruch und der Hinweis
möglicherweise aufgrund der Farbe und dem SiO -Gehalt unter- für das Auftreten einer Fließtextur, die sich in einem schlierigen Bild

2
schieden werden (< 52 Gew.-% SiO ist ein Basalt, > 52 Gew.-% ist (eutaxitisches Gefüge) äußert. Obsidiane sind normalerweise von

21

2
ein Andesit), oder aufgrund der Zusammensetzung des Plagiokla- rhyolithischer Zusammensetzung und es kann zur Ausbildung ku-
ses (ein Gestein mit Plagioklas mit einem höheren Na-Gehalt als gelförmiger Sphärolithen kommen (Milli- bis Zentimeterbereich),

22

An ist ein Andesit).

die als Hinweis auf eingetretene Entglasung gedeutet werden. Bei

50

23

. Abb. 2.18 a IUGS-Klassifikation vulkanischer (aphanitischer) Gesteine mit Mineral zusammen setzungen, die ins QAPF-Diagramm fallen. Das Gestein muss einen Anteil < 90 % an mafischen Mineralen besitzen. b Allgemeine Gruppennamen für den Gebrauch im Gelände, wo präzise Mineral gehalte nicht bestimmt werden können. Liegt ein Feldspat substituierendes Mineral im Gelände entlang der A-P-Linie vor, sollte es in die Nomenklatur integriert werden, z. B. „Nephelinsyenitoid“. c Unterscheidung von Basalt und Andesit anhand der Farbe (Vol.-% mafischer Minerale) und des Silikatgehalts. (Nach Blatt et al. 2006)

2

61

2.2 • Magmatische Gesteine

Q

60

Rhyolith

Dacit

Quarz-Alkalifeldspat-

10

Alkalifeldspat-Rhyolith

35

65

90

Trachyt

20

Quarz-
trachyt

Quartzlatit

Andesit, Basalt

Alkalifeldspat-

5

Trachyt

A

P

Foid-führender

Foid-führender

Foid-führender

Foid-führender

Trachyt

Latit

Andesit, Basalt

Alkalifeldspat- 10

Trachyt

Phonolith

Phonolithischer

Tephritischer

Tephrit

Phonolith

Phonolithischer

Basanit

Tephrit, Basanit
a

Q

60

Foidit

Rhyolitoide

F

Dacitoide

Trachytoide

Andesitoide,

A

Basaltoide

P

Basalt

Mela-Andesit

35%

Leukobasalt

Andesit

Phonolithoide

Farbenindex

Tephritoide

Gew.% Si O

2

Foiditoide
b

F
c

62

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.7 Einteilung von Basalttypen nach mineralogischen und chemischen Kriterien (nach Blatt et al. 2006)

Name

Pyroxene

Andere Minerale*

Anmerkungen

2

Tholeiit

Augit und Orthopyroxen/ Pigeonit

Interstitielles SiO -haltiges Glas, Tridy-

Ozeanische Varietäten enthalten

2
mit oder Quarz; evtl. wenig Olivin mit

> 2,5 Gew.-% TiO ; kontinentale Varietä-

3

2

Pyroxenrändern
ten ca. 1,0 Gew.-% TiO2

Olivintholeiit

Wie oben

Viel Olivin, evtl. mit Pyroxenrändern

Wie oben

4

Basalt mit hohem

Augit, selten Pigeonit/Orthopyroxen

Olivin häufig, +/−Pyroxenrändern

Al O > 17 Gew.-%, TiO ca. 1,0 Gew.-

2

3

2

Al-Gehalt

%; intermediärer Charakter zwischen

5

Tholeiit und Alkalibasalt

Alkalibasalt

Augit (oft Ti-angereichert), nie Pyroxen

Viel Olivin, evtl. Feldspatoide, Alkali-

Gesamtalkaligehalt höher und SiO -Ge-

2
mit niedrigen Ca-Gehalt
feldspat, Phlogopit oder Kaersutit
halt niedriger als alle o. g. Typen

6

*Plagioklas und Fe-Ti-Oxide sind immer anwesend

7

. Tab. 2.8 Allgemeine Merkmale und mögliche Herkunft von I- und S-Typ-Granitoiden (nach Jerram und Petford 2011)

8

Klassifikation

I-Typ-Granit

S-Typ-Granit

9

Petrologie

Von Diorit/Tonalit bis Granodiorit oder Granit

Leukokrate Granite

Hauptminerale

Hornblende, Biotit, Magnetit, Sphene

Muskovit, Biotit, Cordierit, Monazit, Granat, Ilmenit

10

Enklaven

Hauptsächlich magmatisch

Hauptsächlich metasedimentäre Xenolithe

Herkunft

Partielles Schmelzen von magmatischem Material

Partielles Schmelzen von metasedimentärem Material

11

Tektonische Stellung

Inselbogen und Batholithe entlang Subduktionszonen an

Kontinentalkollisionszonen: oft mit Überschiebungen
aktiven Kontinentalrändern

12
können bis zu 50 % des Gesteinsmaterials ausmachen. Zusätzlich ist

Transport und Verteilung pyroklastischer
zu bemerken, dass junge Tuffe reich an eckigen, glasigen Scherben

13

Fallablagerungen in Windrichtung
sein können.

14

Vulkanische Brekzie Dieser Begriff wird analog zu sedimentären

Brekzien benutzt. Das heißt, dass die vulkanische Brekzie ebenfal s
große eckige Fragmente (> 2 mm) in einer feinkörnigen Matrix bein-

15

Krater
haltet. Ihrer Definition nach beinhalten vulkanische Brekzien Frag-
mente, die vulkanischen Ursprungs sind (z. B. Laven, Tuffe).

16

2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide

17

Granite können im Allgemeinen aufgrund ihres Chemismus in zwei

Typen unterschieden werden: I-Typ und S-Typ. I-Typ (metalumi-

18
nöse)-Granite weisen Al O /(K O + Na O + CaO)-Verhältnisse von

2 3

2

2

Lavastrom

< 1 auf und scheinen aus den Schmelzen von mafischen Magmati-

19
ten zu stammen. Die Verhältnisse von Na O zu CaO sind höher als

2

Pyroklastische Stromablagerungen
in S-Typ-Graniten. Daher ist in I-Typ-Graniten Amphibol das am
ausgebrochen durch Rinnen
stärksten vertretene mafische Mineral. Im Gegensatz dazu haben
im Kraterrand

20

S-Typ (peraluminöse)-Granite Al O /(K O + Na O + CaO)-Verhält-

2 3

2

2
nisse von > 1. Die derzeitige Lehrmeinung besagt, dass diese Granite

. Abb. 2.19 Hauptformen von Lavaflüssen und pyroklastischen Gesteinen
durch die Aufschmelzung sedimentärer Gesteine entstehen. Sie ent-

21
eines idealisierten Vulkans. Der Pfeil gibt die Windrichtung an. (Nach Thorpe
halten Quarz, Feldspat sowie aluminiumreiche Minerale wie Musko-
und Brown 1985)

vit, Granat und Cordierit. Im Gelände können die beiden verschiede-

22
nen Granittypen anhand eine Reihe Kriterien unterschieden werden
einer kompletten Entglasung entsteht ein aphyrisches, mikrokris- (. Tab. 2.8). Ein dritter Typ, die A-Typ-Granite, treten in anorogenen tallines Gestein.

Zonen (d. h. Gebiete, wo keine Beanspruchung durch eine Oroge-

23
nese – Gebirgsbildung – nachzuweisen ist; z. B. über Hotspots oder in

Tuff Dieser Begriff beschreibt ein aus Asche und Staub kompak- kontinentalen Grabensenken) auf. Typischerweise sind sie alkalireich
tiertes, möglicherweise verschweißtes vulkanisches Gestein. Se- (insbesondere an Kalium), aber auch angereichert an Spurenelemen-
dimentäres Material, Quarzkristalle sowie Feldspat oder Pyroxen ten wie Zr, Nb, Ta und die Seltenerdelementen (SEE; engl.: REE).

2

63

2.2 • Magmatische Gesteine

Flutbasalt

Schildvulkan

Stratovulkan

Dom

Maar

10km

. Abb. 2.20 Erscheinungsbild der vulkanischen Hauptformen und ihre ungefähre Größe. Flutbasalte und Schildvulkane besitzen eine basaltische Zusammensetzung. Stratovulkane hingegen besitzen eine andesitische Zusammensetzung mit Domen und Tuffen aus Ascheströmen, eine rhyolithische Zusammensetzung, oder eine andere feldspatreiche Gesteinszusammensetzung. Maare sind Explosionskrater, die von Schutt des Schlots umgeben sind. (Nach Philpotts und Ague 2009)

2.2.8 Vulkane

Der Vorgang der Eruption beginnt durch die Aufwärtsbewegung
der Magmen durch die Kruste und der Ausbildung einer Magmen-

Vulkanausbrüche gehören zu den dramatischsten und am bes- kammer in einem Zwischenstockwerk.

ten sichtbaren magmatischen Prozessen (. Abb. 2.19). Klassische

In Abhängigkeit der Verweildauer dieser Magmen in der Mag-

Vulkane (Zentralvulkane) bilden typischerweise einen Schlot aus menkammer kommt es zur Ausbildung einer durch die Gravitation

(wobei die Ausbildung mehrere Sekundärschlote möglich ist), in ausgelösten Schichtung. Folgende Faktoren beeinflussen diese gra-
dem sich die Lava aus der unterirdischen Magmakammer (oder vitative Differentiation:

gegebenenfal s mehreren Magmakammern) ihren Weg Richtung - Dichte,

Erdoberfläche bahnt. Obwohl diese Art von Vulkanismus am häu- - Zusammensetzung,
figsten ist, sind Eruptionen entlang von Spalten (z. B. Flutbasalte) - Temperatur und
aufgrund ihres hohen Volumens von viel größerer Bedeutung in der - flüchtige Bestandteile.

Erdgeschichte. In den magmatischen Großprovinzen (von denen
man annimmt, dass sie sich über Mantelplumes – ein diapirartiger Mit der Zeit differenziert sich das leichtere, mit flüchtigen Bestand-

Aufstrom heißen Gesteinsmaterials durch den Erdmantel – ausbil- teilen angereicherte, silikatreiche Magma im oberen Bereich der
den) können sich beträchtliche Ablagerungen bilden (z. B. Deccan Magmakammer, während sich das heißere, eher an Einprenglingen/

Traps in Indien).

Phänokrysten reiche, mafische Magma sich an der Basis sammelt.

Vulkane können in einer Vielzahl von Formen auftreten

Flutbasalte werden in Bereichen von Spalteneruption gefördert

(. Abb. 2.20). Die jeweilige Form hängt in großem Maße mit der (Bereiche über Hotspots inbegriffen), wohingegen bei den anderen Zusammensetzung des Magmas zusammen und bestimmt die Art Beispielen (II bis IV, s. unten) die Eruption hauptsächlich in Form
der Eruption. So sind Basalte aufgrund ihrer niedrigen Viskosität eines Zentralvulkans auftritt. Dabei handelt es sich um Strukturen,
dünnflüssig und besitzen daher gute Fließeigenschaften, so dass sie die man anhand ihres Erscheinungsbilds klassifizieren kann. Dieses
breite Schildvulkane bilden. Im Laufe der Zeit kann der Vulkanbau ist durch Art der vulkanischen Aktivität geprägt.

um den Kraterbereich an ringförmigen Abschiebungen absacken, es

Der Großteil (ca. 90 %) vulkanischer Aktivität findet entlang der
kommt zu einem Kol aps der Magmenkammer (Magmamigration), Plattengrenzen statt. Zu einem geringeren, jedoch nicht unwichtigen
was zur Bildung von Calderen führt.

Anteil findet Vulkanismus auch innerhalb der Platten statt.

Magmen mit höherem Anteil an SiO sind viskoser und explosiv. I. Divergente Plattengrenzen: Insbesondere mittelozeanische Rü-

2

Sie bilden Schichtvulkane, die aus Lava und fragmentierten Mate-
cken sind bezüglich der Ergussvolumina die wichtigsten Orte des
rial aufgebaut sind. Siliziumreiche Magmen sind so viskos, dass die
effusiven Magmatismus (Bildung der ozeanischen Platten). Da
aufdringende Schmelze den Vulkanbau aufwölben kann. Neigungs-
diese Art von Vulkanismus jedoch zum Großteil nicht explosiv
messungen an den Flanken noch aktiver Vulkane belegen die De-
abläuft, ist der direkte Einfluss auf die Atmosphäre oder die Se-
formation um den Eruptionsort. Alle Vulkane haben jedoch eine
dimentation eher gering. Die Eruptionen beschränken sich auf

Gemeinsamkeit: An ihnen kann sowohl Lava ausfließen als auch

Gebiete mit Dehnungsklüften und sind für die Förderung von
festes pyroklastisches Material ausgeworfen werden.

Flutbasalten verantwortlich.

64

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
zentrale Zone

2
proximale Zone

3

▼

▼

▼
distale Zone

▼

▼

▼

▼

▼

▼

4

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

5

▼

▼

▼

▼

▼

6

▼

▼

▼

▼

7

▼

8
pyroklastische Ablagerungen (undifferenziert; abnehmende Korngröße)

Pyroklastische Stromablagerung

9

Lavaextrusion/-kanal (Pfropf, Gang oder Sill)

10
subvulkanische Intrusion

11

. Abb. 2.21 Schematisches Profil, das die Faziesvariationen in einem Vulkan zeigt (nach Thorpe und Brown 1985)

12

II. Konvergente Plattengrenzen: Dieser Vulkanismus findet zum Vulkane können vereinfacht in zwei Gruppen eingeteilt werden:

größten Teil an Subduktionszonen statt und ist bezüglich des ge- monogenetisch und polygenetisch. Bei einem monogenetischen

13
förderten Volumens wichtig, da er ca. 80 % des subaerischen Vul- Vulkan handelt es sich um das Ergebnis einer einzelnen eruptiven
kanismus ausmacht. Solche Vulkane haben sowohl einen hohen Phase oder Eruption (Stunden bis Jahrzehnte). Polygenetische Vul-

14

Einfluss auf die Sedimentbilanz, wie auch auf die Atmosphäre kane hingegen brechen mehr als einmal aus demselben Schlot aus.

(z. B. der Ausbruch des Krakatoa 1883, der das Klima für meh- Die Schlote reichen von einfachen (z. B. Fuji-San) bis zu zusammen-
rere Jahre beeinflusst hat). Die Vulkane (mit Durchmessern bis gesetzten Kegeln (z. B. Vesuv, Ätna). Kraterreihen wie auf Hawaii

15
zu 40 km) sind normalerweise entlang von 200–300 km breiten sind in dieser Gruppe mit inbegriffen.

Bögen über bis zu mehreren Tausenden von Kilometern aufge-

16
reiht. Vulkane dieser Art fördern meist Lava und pyroklastisches

Material. Pyroklastite bestehen aus einem feinkörnigen Material, 2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
welches über große Distanzen (Tausende von Kilometern) ver-

17
breitet werden und bei starken Eruptionen ein Volumen bis zu Man unterscheidet zwei Arten vulkanischer Gesteine: Laven und

3000 km² in den oberflächennahen Gesteinskreislauf einbringen Pyroklastika. Beide werden in der Regel während einer vulkani-
kann.

schen Eruption gebildet. Laven bilden sich, wenn Magma aus dem

18

III. Ozeanischer Intraplattenvulkanismus: Diese Art von Vulka- Vulkan austritt und bei Kontakt mit der Atmosphäre oder Wasser
nismus kommt besonders in Orten mit verdickter ozeanischer erstarrt. Pyroklastika bestehen aus verschiedenen Materialen, die

19

Kruste vor, wie z. B. an Triple Junctions (Tripelpunkten), Bruch- durch Entgasungsprozesse zur Förderung mit hohen Geschwin-
zonen oder Hotspots. Der hawaiianische Vulkanismus ist ein digkeiten im Schlot führen und dadurch fraktioniert wurden. Die
typisches Beispiel. In diesen Gebieten können sich gewaltige pyroklastischen Komponenten bestehen aus Bimsstein, Schlacke,

20

Schildvulkane (mit Durchmessern bis zu 200 km) bilden. Der Gläsern, Einzelkristallen, magmatischen Bomben und/oder Ge-

Auswurf von Lava geschieht hierbei über die Krater wie auch steinsfragmenten.

über Spalten, welche auch die Bildung von Lavavorhängen

Pyroklastika können wiederum in zwei Arten unterteilt wer-

21
und Lavafontänen begünstigen. Die Zusammensetzung dieser den. Pyroklastische Ascheablagerungen akkumulieren Material,

Schmelzen des ozeanischen Intraplattenvulkanismus ist größ- das bei der Eruption in die Atmosphäre geschleudert wurde und

22
tenteils basaltisch.

wieder herabfäl t. Pyroklastische Fließablagerungen hingegen ent-

IV. Kontinentaler Intraplattenvulkanismus: Hierbei handelt es sich stehen durch den Transport von einem Materialgemisch aus festen
um die seltenste Form von Vulkanismus. Eine besonders wich- Fragmenten und Fluiden (Gase/Flüssigkeiten) entlang der Hänge

23
tige Art sind die Flut- oder Plateaubasalte (z. B. die Deccan Traps eines Vulkans. Ein einzelnes Vulkangebiet wird durch eine Vielzahl
in Indien). Sie können ausgedehnte Gebiete (bis zu 750.000 km²) von Ablagerungen, die teilweise zeitgleich entstehen, charakterisiert
bedecken und sind die – auf ihr Volumen bezogen – häufigsten und erlaubt Rückschlüsse auf die Entfernung von der Haupteruption.

Effusivgesteine.

Hierbei kann man drei deutliche Zonen unterscheiden, in denen es

2

65

2.2 • Magmatische Gesteine
zum Auftreten von pyroklastischen Kegeln, Strömen und Domen
kommen kann (. Abb. 2.21):

- Zentrale Zone (bis zu 2 km vom Schlot entfernt): Diese Zone
ist definiert durch das Auftreten von primären Lavaschloten
und Förderspalten (welche später in Form von vulkanischen

Pfropfen, Gesteinsgängen und Lagergängen in Erscheinung
treten). Die Schmelzen sind in der unmittelbaren Umgebung
des Förderzentrums in die groben und schlecht sortierten

Pyroklastika eingedrungen.

- Proximale Zone (5–15 km vom Schlot entfernt): In diesem

Bereich ist der Anteil an Lavaströmen größer. Es kann zur

Ablagerung pyroklastischer Ströme kommen, die häufig durch

Ascheablagerungen begleitet werden.

- Distale Zone (> 15 km vom Schlot entfernt): Dieser vom Viskositätssprung

Förderschlot weiter entfernte Bereich ist durch Ablagerungen

(magma disruption)

pyroklastischer Ströme in Verbindung mit feinkörnigem, über
die Atmosphäre transportiertem Material charakterisiert.

Zusätzlich kann die vulkanische Abfolge in diesen Gebieten
durch sekundäre Umlagerungsprozesse in Wechsel agerung
mit Sedimenten auftreten.

Blasenbildung
a

Geländearbeit mit Vulkaniten bzw. in vulkanischen Gebieten kann
aus verschiedenen Gründen schwierig sein. Das liegt daran, dass
eine einzige Eruption eine große Vielfalt an Ablagerungen entste-
hen lassen kann, welche nach einiger Zeit trotz ihres gemeinsamen

Ursprungs nicht mehr miteinander in Verbindung gebracht werden

Geschwindigkeit
können. Korrekte Interpretationen erfordern also eine große Sorgfalt
mit einem Schwerpunkt auf sehr detaillierten Beobachtungen. Die

Schwierigkeiten können folgendermaßen zusammengefasst werden:

- Bei einer Eruption wird eine große Bandbreite an Korngrößen,

Zusammensetzungen und Gasblasen erzeugt.

-

Gasüberdruck

Überlagerung unterschiedlicher Eruptions- und Transportsys-
teme.

-
e

Hydrodynamische und aerodynamische Variabilitäten führen
ef

Viskositätssprung

Ti
zu einer Produktion unterschiedlicher Partikel.

-

(magma disruption)

Probleme durch Alteration (vor allem vulkanische Gläser).

- Sedimentzufuhr, Umlagerung und Sedimenttransport episo-
disch oder als Ereignis.

-

Blasenbildung

Entstehung vulkanischer Landschaften und der damit verbun-
denen Tektonik beeinflussen lokale Muster des Sedimenttrans-
ports und schaffen neue Ablagerungsräume.

b

2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen

. Abb. 2.22a,b Aufsteigendes Magma in einem vulkanischen Förderschlot,
das an Volatilen übersättigt ist. a Die Entmischung dieser volatilen Phasen

Es können vier durch fließende Übergänge gekennzeichnete Typen führt zur Bildung von Gasblasen. Wenn das Magma weiter steigt, werden die
explosiver magmatischer Eruptionen beschrieben werden. Diese Blasen größer, bis es zu einer Expansion aufgrund von Dekompression kommt.

können als Endglieder in einem Kontinuum von Eruptionstypen Die Gasblasen zerreißen das Magma in blasige Partikel, die dann mit hoher
angesehen werden. Der wichtigste Aspekt in Bezug auf die Kontrolle Geschwindigkeit aus dem Schlot ausgeworfen werden. (Nach Philpotts und
des Eruptionstyps ist das Verhalten der Gasphase und der flüssi- Ague 2009), b Typische Beschleunigung eines vesikulären Magmas beim Aufgen Phase relativ zueinander im Magma (. Abb. 2.22). Vesikuläres stieg im Schlot. Das Wachsen und die Expansion der Gasblasen beschleunigen Magma z. B. steigt in den Vulkanschlot auf; ab einer bestimmten das Magma, bis es die Oberfläche erreicht. (Nach Philpotts und Ague 2009)

Tiefe (abhängig vom ursprünglichen Gehalt volatiler Elemente) ist
es an Volatilen (hauptsächlich H O und CO ) übersättigt und Blasen Entgasung entstehenden Blasen im Magma können sich schneller

2

2
häufen sich. Mit dem Wachsen der Blasen sinkt die Gesamtdichte des verbinden und steigen daher schneller als das Magma auf.

Magmas (Flüssig- und Gasphase), wodurch der Auftrieb ansteigt.

Eruptionen beinhalten also Phasen, in denen gasreiches Magma

Die kontinuierliche Expansion der Gasblasen (bis zu 64 Vol-%) führt die Oberfläche erreicht (z. B. Feuerfontänen) sowie Phasen, in denen
zu einem überhöhten Druck und zu einer explosiven Eruption, bei gasarmes Magma als Lava ausfließt.

der das schaumige, geschmolzene Material eruptiert wird.

Bei plinianischen Eruptionen stehen hingegen beide, die visko-

Bei hawaiianischen Eruptionen haben die Magmen eine ba- sere, gasreiche und die flüssige, gasarme Phase in enger Verbindung
saltische Zusammensetzung und zeichnen sich durch eine geringe miteinander und eruptieren gleichzeitig. Diese Beispiele zeigen, dass

Viskosität sowie einem niedrigen Fluidgehalt aus. Die durch die es ein breites Spektrum zwischen explosiver und effusiver vulkani-

66

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Isländisch

Hawaiianisch

Strombolianisch

2

Lavafontäne

3
spritzer-

Magma mit
gespeister

Hunderte
niedriger Viskosität

Lavastrom
von Metern

Feuervorhang (fire curtain)

bis 25 km Breite

4
aufsteigendes und

Bersten
ca. 1 - 200 m
expandierendes Gas
von Magmablasen
versprüht Lava
treibt Bims aus

Schweißschlacken-

5
in die Luft

Effusion
wall
gasarmen Magmas

Bildung großer
als Lava

Gaseinschlüsse
verschmelzende

6

Meter große

Blasen steigen
als Verband auf

7
a
b
c

8

Vulkanianisch

Plinianisch

Peleanisch

Asche-Rauchschwaden

9

Eruptionssäule

10
bis zu

3 km

Auswurf zersplitterter
absteigende Glutwolke

(nuée ardente)

11

Fragmente erkalteter Lava

Lavadom

( > 150 km/h)

pyroklastischer
ca. 1 km

Strom

12

Fragmentiertes

Pfropfen aus

Magma und Gas
erkaltetem verfestigtem

Fragmentierungsniveau

Material ermöglicht

13

Druckaufbau

Entmischung

Entmischung von
und Akkumulation

Gasbläschen
von Gas
im Magma

14
frisches heißes Magma
d
e
f

15

. Abb. 2.23 Schematisches Diagramm der Haupteruptionstypen (Diagramme mit unterschiedlichen Maßstäben, teilweise nach Orton 1996)

16
scher Aktivität gibt. Die Art der Eruption und der Typ der Explosi-

Magmen. Explosive Eruptionen entstehen in einem offenen
vität hängen von folgenden Faktoren ab:

-

Schlot durch das unregelmäßige Explodieren großer Gasblasen
von der Zusammensetzung (Chemismus) und Fördertiefe des
bei Druckentlastung im oberen Bereich der Magmasäule.

17

Magmas,

-

- Vulkanische Eruptionen – entstehen wie die stromboliani-
der Aufstiegsrate sowie

-
schen Eruptionen, neigen aber zu einer höheren Explosivität
äußeren Faktoren (z. B. den auf den Magmakörper wirkenden
und betreffen dadurch auch größere Areale. Oft handelt es

18

Druck).

sich um hochviskose, andesitische Magmen. Explosionen
entstehen, wenn Gase unterhalb eines Lavapfropfens Druck

19

Magmatische Eruptionen können in folgende Haupttypen gegliedert
aufbauen und plötzlich freigegeben werden.

werden (. Abb. 2.23; man beachte, dass die Übergänge fließend sind):

-

- Plinianische Eruptionen – sind die größten und explosivsten

Isländische Eruptionen – zeigen die geringste Explosivität und

Eruptionen. Die hochviskosen, sauren bis intermediären Mag-

20
sind störungs- oder kluftgebundene Eruptionen, die meistens
men zeigen hohe Eruptionssäulen.

gering-viskose Magmen produziert. Einzelne Eruptionszentren - Peleanische Eruptionen – stehen in Verbindung mit Glutwol-
können Aschekegel oder Feuerfontänen aus Lava-Seen oder
ken ( nuées ardentes) und glühenden Lawinen pyroklastischen

21

Schloten produzieren.

-

Materials. Sie entstehen meist durch einen gravitativen Kol aps

Hawaiianische Eruptionen – sind eng mit den isländischen
eines Lavadoms und führen zu abgehenden Glutlawinen an

22

Eruptionen verbunden und basaltischen Ursprungs. Eruptio-
der Außenseite des Vulkans.

nen kommen nur sporadisch vor. Eruptionsphasen gasarmer

Laven wechseln sich mit kurzen Phasen gasreicher Eruptionen z Vulkanische Eruptionen und Eruptionsprodukte

23
ab (z. B. Feuerfontänen oder Feuerteppiche). Die Lava wird

Wie oben angemerkt, entstehen bei vulkanischen Eruptionen auch
typischerweise aus einem zentralen Schlotbereich eruptiert.

-

Lavaströme und pyroklastische Ablagerungen – abhängig vom Me-

Strombolianische Eruptionen – beinhalten Magmen mit
chanismus der Eruption. Der Begriff Lava bezieht sich auf geschmol-
höherer Viskosität (oft kalkalkalisch) als die hawaiianischen
zenes Magma an der Erdoberfläche, während Tephra als genereller

2

67

2.2 • Magmatische Gesteine

. Tab. 2.9 Zusammensetzung der Haupteinsprenglingsphasen in porphyrischen Lavas (nach Jerram und Petford 2011)

Olivinbasalt

Basalt

Basaltischer

Andesit

Dazit

Rhyolith

Andesit

Plagioklas

XX

XX

XXX

XXX

XXX

XX

Olivin

XXX

Xx

XX

X

Pyroxen

X

XX

XX

XX

X

Hornblende

X

X

XX

XX

X

Biotit

X

XX

XX

Alkalifeldspat

X

XX

XXX

Quarz

XX

XXX

Fe-Ti-Oxid

X

X

X

X

Begriff für pyroklastische Ablagerungen verwendet wird. Schlacke zu sein als Ablagerungen magmatischer Eruptionen. Zusätzlich kön-

( Scoria) ist ein dichtes bis poröses vulkanisches Gestein oft in Schla- nen Peperite dort produziert werden, wo Magma und wassersättigte ckenkegeln zu finden, während Bims sich auf ein dichtes, hoch ves- Sedimente in relativ flachen Tiefen in Kontakt miteinander kommen.

ikuläres und teilweise glasiges Material bezieht.

Laven sind Magmen, die an der Oberfläche erstarren. Die Ausbil- z Laven und Lavaströme
dung der Lava hängt daher von der initialen chemischen Zusammen- Durch ihr schnelles Abkühlen an der Erdoberfläche sind Laven oft
setzung des Magmas ab (sauer – intermediär – basisch). Der Haupt- feinkörnig (z. B. glasig, mikrokristallin), was es schwierig macht, sie
unterschied zwischen den magmatischen Körpern, die innerhalb der zu beschreiben. Das Vorhandensein von Einsprenglingen (gewöhn-

Erde und denen, die an der Oberfläche abkühlen, ist die Korngröße. lich 10–50 %) in Verbindung mit der Farbe, den Zusammenhängen

Schmelzen, die an der Oberfläche rasch abkühlen oder abgeschreckt im Gelände usw. kann jedoch nützlich sein, um eine Lava detailliert
werden, zeigen nur kleine Kristallgrößen. Mit bloßem Auge ist häufig zu beschreiben (. Tab. 2.9).

nur eine homogene Matrix erkennbar. Einzelne, größere Kristalle sind

Laven variieren in ihrer Viskosität und Effusionsrate. SiO -reiche

2

Frühkristallisate (Einsprenglinge/Phänokriste) und werden von der Laven sind viskoser und dadurch sind die Ströme nicht sehr groß-

Schmelze bereits als ausgebildete Kristalle an die Oberfläche gebracht. flächig (10–30 km, bis zu 30 m dick bei andesitischen Strömen, bis

Die Tatsache, dass Vulkane oberflächliche Phänomene sind, be- zu mehrere 100 m dick bei rhyolithischen Strömen) im Vergleich
deutet, dass Eruptionen sowohl subaerisch als auch unter Wasser mit geringer viskosen Strömen, die weite Distanzen überwinden
auftreten können. Subaquatische (hydrovulkanische) und subaeri- (mehrere zehn bis Hunderte von Kilometern) und große Gebiete
sche Eruptionen unterscheiden sich dadurch, dass das heiße vulkani- bedecken können (z. B. Basalt aus der Dekkan-Provinz, Indien),
sche Material in Kontakt mit Wasser (lakustrin, glazial, marin) große wobei aber die Ablagerungen weniger mächtig sind (ca. 3 m). Das

Mengen an überhitztem Wasser produziert. Der Reaktionstyp hängt Mitziehen von früher erstarrten Lavaströmen kann eine ausgehöh-
von der Menge des verfügbaren Wassers ab. Man unterscheidet:

-
lte Form hinterlassen (Lavaröhren, auch Lavatunnel, Lavahöhlen)

hydrothermale (phreatische) Explosion, bei denen wenig Was-

Laven werden über ihre Form und Oberflächenmorphologie in drei
ser/Fluid vorhanden ist,

-

Haupttypen eingeteilt (. Abb. 2.24):

phreatomagmatische Explosion, bei denen viel Wasser/Fluid

- Aa-Laven – sind Laven mit einer rauen, schlackigen Oberflä-
vorhanden ist.

che, die mitgerissene Fragmente ehemaliger Krusten besitzen
und an der Oberfläche von viskoseren Laven mitgeflossen sind.

Diese Fragmente findet man in Basalt oder andesitisch-basal-
tischen Laven, die durch eine obere und untere Brekzie und
einen massiven Kern zoniert erscheinen.

. Puzzlestruktur in Hydroklasten aufgrund phreatomagmatischer Aktivität,

Almeria, Spanien (Foto A. Mauel)

Hydrovulkanische Ablagerungen sind typischerweise feinkörniger

(durch die schnelle Abkühlung), aber neigen dazu, schlechter sortiert

. Aa-Lava, Hawaii (Skala 30 cm)

68

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Obsidianblock

Bimsblock
blockiges, schlackiges Geröll

2

Fließ-

Oberflächenbrekzie
sohlen- m

Obsidian

3
brekzie
steiniger Rhyolith

~100
m

100

Basalbrekzie

4
massiger
alte Lava
eruptionsbegleitende
säuliger

100 m

Boden

Bims-Fallablagerung

Andesit

5
a
b

6

7

Aa-Lava

Pahoehoe-Lava

Gasbläschen
unebenes, schlackiges Hangendes
viele Glasbläschen

8
steile Fließfront

Hohlraum Baumform
kissenartige

1 m

9

Oberfläche

2 m

10
massige Lava
mit blockigen
c
d

11

Fugen

12

- . Abb. 2.24a–d Fazies für verschiedene Lavatypen. a Rhyolith, b Andesit, c und d Basalt (Nach Orton 1996) Pahoehoe-Laven – sind Laven mit glatten oder seilartigen

13

Krusten, die grundsätzlich eine basische Zusammensetzung
haben. Sie entstehen aus heißeren, weniger viskosen Laven als

14
der Aa-Typ. Wenn sie abkühlen und Wasser verlieren, gewin-
nen sie an Viskosität und gehen dann in Aa- oder Blocklaven
über.

15

16

17

18

19

. Blocklava und Lavaball, Hawaii

20

- Kissenbasalte ( pillow basalts) – bilden runde bis elliptische

Strukturen mit einem Durchmesser von bis zu 1 m, die sich
beim Kontakt von Lava und Wasser gebildet haben. Sie sind

21
durch eine häufig radiale und/oder konzentrische Struktur und
gehärtete Ränder aus basaltischem Glas (Tachylit) gekenn-

22

. Pahoehoe-Lava, Hawaii

-
zeichnet. Zwischen den einzelnen Kissen ( pillows) werden oft

Fragmente der zerbrochenen glasigen Lavahäute gefunden,

Blocklaven – bestehen aus einzelnen stehenden Blöcken mit
die zu Palagonit, Cherts (Kieselgesteine), Kalksteinen oder

23
planaren oder leicht gebogenen Oberflächen und bestehen

Tonsteinen alteriert sein können. Blasige Strukturen erlauben
charakteristischerweise aus andesitischen, dazitischem und
eine grobe Einschätzung der Wassertiefe, bei der die Extrusion
rhyolithischem Material.

stattgefunden hat (< 5 %: ca. 1000 m; 10–40 %: < 500 m).

2

69

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.25 Säulenmorphologien in Lava-
strömen

KOLONNADE

ENTABLATUR

KOLONNADE
flache, plattige Strukturen in sauren und intermediären Laven
typischer (. Abb. 2.25 und 2.26).

. Kissenbasalte, Wales

. Kollonade, Yellowstone, USA

Die Viskositätszunahme und der höhere Kristallisationsgrad des aus-
geworfenen Materials von SiO -reichen Magmen führen dazu, dass

2

Lavaströme, wie sie für basaltische Magmen typisch sind, seltener
auftreten. Saure Magmen bilden stattdessen häufiger verschiedene

Arten von Domen aus. Bereiche der Lavaoberfläche können bereits
während des Fließens erstarren. Diese Fragmente werden anschlie-
ßend wieder in den Strom eingearbeitet ( flow fragmentation, Au-
tobrekzierung . Abb. 2.27).

z Pyroklastische Ablagerungen

In subaerischen Eruptionen wird pyroklastisches Material zunächst

. Basaltsäulen, Giant's Causeway, Irland (Säulendurchmesser 30–35 cm; Foto
vertikal in Form einer Eruptionssäule ausgeworfen (. Abb. 2.28).

B. Murphy)

Diese Eruptionssäulen, die zur Bildung von Fal ablagerung und

Fließablagerungen führen, lassen sich aufgrund ihrer Unterschiede

Bei basaltischen Laven, Sil s und Dikes treten häufig fünf- bis sie- im Impuls und Auftrieb in drei Sparten unterteilen. Tatsächlich bein-
benseitige Säulenstrukturen auf, die sich senkrecht zu den obe- halten die meisten Eruptionen aber beide Ausbreitungsmechanismen.

ren und unteren Abkühlungsoberflächen gebildet haben und

Das pyroklastische Material (Tephra), das bei Vulkaneruptionen
durch die Kontraktion während der Abkühlung entstanden sind. gebildet wird, enthält drei Hauptfragmenttypen (. Abb. 2.29):

Die Lavaströme können sich in eine obere und untere Einheit von - Gesteinsfragmente: Diese werden je nach Korngröße, ver-
geraden, seitlichen Säulen ( colonnades) aufteilen, die in der Mitte
gleichbar mit den siliciklastischen Sedimenten bzw. Sediment-
durch blockige, irreguläre Säulen ( entablatures) voneinander se-
gesteinen, in Asche, Lapilli und Blöcke eingeteilt. Außerdem
pariert werden. Im Gegensatz zu basaltischen Schmelzen sind
werden sie in Bezug auf ihre Herkunft unterschieden. Sie ent-

70

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.26 Profile der vier Typen von Lavaströ-
men, einschließlich der Dome (nach Francis und

Grat

Oppenheimer 2003)

2

Schuttfächer
gestörter

Regolith

3

4

5
emporgehobener Pfropf
peléeanischer Dom

6

7

8

9
niedriger Lavadom

Coulée

10

. Abb. 2.27 Verschiedene Phasen von Frag-
mentierung. Mischformen sind häufig. (Nach

Kissenlava

Kissenbrekzie

Kissen-Rinden-Brekzie

Jerram und Petford 2011)

11

12

13

14

15

16

17

18

Hyaloklastit

Kissen-Fragment-Brekzie
gemischt

19

20

21

22

23

2

71

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.28 Schema einer vulkanischen Erupti-
onssäule – dargestellt sind die Geschwindigkeits-

Windrichtung
variationen im Zusammenhang mit der Höhe,
der Auftriebskraft und dem Impuls. (Nach Orton

1996)

Schirm-
region
konvektiver

Aufstieg

Gasschub-
absteigende

Region

Glutwolke

Zweiphasensystem

Fragmentierungsniveau

Gasfreisetzung

(Blasenbildung)

Magmareservoir
halten entweder Bruchstücke junger Laven ( juvenile/essential
fragments), Fragmente aus älteren Eruptionsphasen ( cognate

Glasscherben
fragments) oder Fragmente aus Gesteinen des Grundgebirges
und Bims

( accidental/foreign fragments).

- Glasscherben: Teilstücke blasiger Wände. In niedrigviskosen

Magmen kann eine Vielzahl von Partikeln produziert werden

(z. B. Pelé-Tränen, Pelé-Haare).

- Einzelne Kristalle.

Glasasche

Vulkanische Bruchstücke können auch nach ihrem Fragmentie-

Glastuff
rungsmechanismus benannt werden. Pyroklastische Fragmente

(Pyroklasten) sind Bruchstücke, die sich bei der vulkanischen Ex-
plosion plinianischer Magmeneruptionen gebildet haben. Hydro-
klasten entstehen bei der Interaktion von Magma und Wasser. Au-
toklasten formen sich als Resultat der mechanischen Reibung von

Kristallasche

Lithische Asche
beweglichen Laven oder Autobrekzien, während sich Alloklasten

Kristalltuff

Lithischer Tuff
aufgrund der Überprägung von vorexistierenden vulkanischen Ge-

Mineralkörner

Lithische
steinen durch unterirdische magmatische Prozesse bilden.

Fragmente

Diese Einteilung wird zur Klassifizierung von pyroklastischen

Ablagerungen genutzt, wozu folgende Merkmale beachtet werden
müssen:

-

. Abb. 2.29 Vulkanische Komponenten und Nomenklatur (nach Pettijohn

Korngröße der Pyroklasten und die Korngrößenverteilung des
et al. 1987)

Sediments (. Tab. 2.10),

- Zusammensetzung der pyroklastischen Fragmente,

-

. Tab. 2.10 Korngrößenbasierte Nomenklatur für die häufigsten

Intensität und Art des Verschweißens.

vulkanoklastischen Gesteinstypen

Eine andere Methode zur Klassifizierung pyroklastischer Ablagerun-

Korngröße

Nicht verfestigte Tephra

Verfestigtes pyro-
gen basiert auf der Art ihrer Entstehung. In diesem Schema werden

(in mm)

klastisches Gestein
drei Arten pyroklastischer Ablagerungen aufgeführt (. Tab. 2.11,

< 1/16

Feinasche

Feintuff

. Abb. 2.30).

< 1/16–2

Grobasche

Grobtuff
z Pyroklastische Fallablagerungen

2–64

Lapillitephra

Lapillistein (oder Lapilli-

Diese Ablagerungen werden anfangs als Wolke transportiert, die
tuff) oder Tuffbrekzie
sich ausdehnt und die Fragmente vertikal und lateral vom Erupti-

> 64

Bombentephra

Agglomerat
onszentrum abtransportiert. Wenn die Wolke aus vulkanischem

(Fließform)

(Bomben vorhanden)

Material ihre Wucht verliert, verteilen sich die Fragmente um die

Blocktephra

Pyroklastische Brekzie
kol abierende Eruptionssäule herum und werden dabei weder von

(eckige Form)

dem Umgebungsmedium (magmatisches Gas, Wasserdampf, heiße

72

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.11 Formen von pyroklastischen Ablagerungen mit morphologischen Eigenschaften

Art

Definition

Sortierung

Gradierung

Interne Strukturen

Besonder heiten

2

Fall-

Ausregnen/Aus waschen

Proximal (eher

Normale Gradierung

Interne Schichtung

Schicht artige
ablagerung
von Pyroklasten; von
schlecht sortiert)

von Bims und lithischen
nach Korn größe/Kom-

Ablagerung (z. B. pyro-

3

Wolken assoziiert mit
bis distal (eher gut

Fragmenten
po sition; Durchbiege-
klastische Agglome-

Strömen. Ejecta, oft weit
sortiert)

strukturen ( sag
rate, Tuffe, Lapilli-
verbreitet wegen Wind
structures)

steine)

4

Strom-

Schnell hangabwärts

Unsortiert (evtl. mit

Normale Gradierung von

Interne Schichtung

Ver schweißung oft
ablagerung
bewegende Fest-
invers gradierter
lithischen Frag menten (je- i. d. R. abwesend; evtl.

vorhanden (Fiamme)

5
stoff-Gas-Dispersion

Basis), manchmal
doch inverse Gradierung
grobe Schichtung

(Tephra) assoziiert mit
schlecht sortiert (evtl.

von Bims fragmenten
mit inversgradierter
explosiven Eruptionen
coarse-tail grading),
infolge von Dichte-

Basis und mächtiger

6
feinkörniges Material
unterschieden); evtl. coar-
strukturloser Einheit
oft entfernt
se-tail-Gradierung, d. h.

darüber
nur die größeren Klasten

7
nach oben hin abneh-
mend, während feinere
weitgehend gleichmäßig

8
bleiben);

Surge-

Schnell ausbreitender

Eher niedrige Konzen-

Evtl. gradiert (z. B. proxi-

Dünnbankige (cm–

Bedeckt unterliegende

9

Ab lagerung

Dichtestrom; ein pyro-
trationen (proximal-di-
mal gradierter Lapillituff,
dm) Lagen; unidirek-

Topographie; kann
klastischer Surge hat
stal-Variationen);
oder distale Feintuff-
tionale sedimentäre
trocken oder nass (z. B.

> 75 % Pyroklastika

Glutwolken
schichten)

Bodenformen (z. B.

durch phreatische

10

Dünen)

Aktivität) sein

11

Lahar
durch Wasser mobilisierter
vulkanischer Schutt- und

12

Schlammstrom aus aufgearbeitetem

Material bestehend

13

Typen vulkanisch-lithischer

Masseströme

Wasseranteil

14

15

Nuée ardente (Glutwolke)

Schuttlawine
aus zwei Teilen bestehend:

schwerkraftinduzierter Fluß

1. basale Glutlawine
aus aufgearbeitetem Material

16

(Block- und Aschenstrom heißer
von infolge von Schwerkraft
juveniler Lavaklasten
kollabierten Vulkanbauten:

mit Aschewolke)

kein juveniles Material

2. Glutwolke (heiße Gase und Asche-

Temperatur
oder Wasserlubrikation

17
partikel) i.d.R.

infolge des Kollaps eines Lavadoms

. Abb. 2.30 Typen vulkanisch-lithischer Mas-
senströme (nach Jerram und Petford 2011)

18

Luft, Wasser) noch durch die Interaktion untereinander beeinflusst.

19

Sie bilden dann eine deckenartige Ablagerung mit guter Sortierung
und normaler Gradierung von Bims und Gesteinsfragmenten. Mögli-
cherweise sind die vulkanischen Lockersedimente intern nach Korn-

20
größe und Zusammensetzung gegliedert, die von der Kraft und Art
der Eruption abhängig ist. Eine Fraktionierung zwischen Kristallen
und Glasscherben führt zu abwindigen Variationen in der Gesamt-

21
gesteinszusammensetzung.

Die zurückgelegte Entfernung wird durch die Stärke der

22

Eruption und durch die Größe der Fragmente bestimmt. Feinkör-
nige Partikel werden dabei über ein größeres Gebiet verteilt als
mittelgroße (1–10 cm) Fragmente. Sehr große Partikel (> 10 cm)

23
folgen ballistischen Pfaden und werden näher am Vulkan abgela-
gert. In nicht verfestigen Lagen können diese Partikel Strukturen
produzieren, die als Impaktstrukturen/-verformung ( bedding sags)

bezeichnet werden.

. Vulkanische Bombe mit Verformung der Impaktstruktur ( bedding sag)

2

73

2.2 • Magmatische Gesteine

Normale Gradierung

Inverse Gradierung

Symmetrische Gradierung

Symmetrische Gradierung

(invers nach normal)

(normal nach invers)

a
b
c
d

Dichte- Gradierung

Dichte- Gradierung

Multiple normale

Multiple inverse

(normale bei Gestein,

(normale bei Gestein,

Gradierung

Gradierung
keine bei Bims)

inverse bei Bims)

subaerisches Milieu
e
f
g
h

. Abb. 2.31 Verschiedene Arten von Gradierung in Ignimbriten (nach Jerram und Petford 2011)

z Pyroklastische Stromablagerungen (oder Ignimbrite)

normale und andere Arten von Gradierung finden (. Abb. 2.31).

Hierbei handelt es sich um Gravitationsstromablagerungen aus vul- Aufgrund von Dichtevariationen der Bimsfragmente kann die Gra-
kanischen Fragmenten, die sich um den Vulkan in Form von heißen, dierung aber auch umgekehrt vorliegen.

hoch konzentrierten Gas- und Gesteinsgemischen ausbreiten. Wenn

Die Textur pyroklastischer Stromablagerungen kann während
die Dichte der Eruptionssäule die der umgebenden Atmosphäre der Kompaktion durch die herrschenden Temperaturen verändert
überschreitet, kol abiert diese unter dem Einfluss der Gravitation. werden (. Abb. 2.32). Normalerweise geschieht dies in bimsrei-Die Geschwindigkeiten nahe am Zentrum der kol abierten Erupti- chen, pyroklastischen Strömen (Ignimbriten). Der Hauptprozess
onssäule können bis zu 1000 km/h erreichen. Die pyroklastischen ist hierbei das Verschweißen ( welding). Dazu gehört zum Beispiel Ströme, in denen Temperaturen zwischen < 100 °C und > 700 °C herr- die postsedimentäre Versinterung von heißen, blasigen Fragmenten
schen können, zerstören die gesamte Vegetation in einem Umkreis (inklusive Bims) und Glasscherben während der Kompaktion. Die
von über 100 km. Während des Transportes können sich die Ströme Geschwindigkeit und Intensität des Verschweißens hängen von der
in einen hoch konzentrierten unteren Abschnitt ( underflow) und Viskosität und der kritischen Aktivierungsenergie der heißen Par-
einen durchlässigeren, turbulenten oberen Teil (Aschewolkenstrom) tikel ab. Ebenso kann das Schweißen eine Verformungszone um die
aufteilen. Beide Teile werden durch die unterschiedlichen Dichten resistenten Gesteinsfragmente im Strom bilden.

und die Unterstützung bestimmter Partikel voneinander separiert.

In Bereichen intensiven Verschweißens kennzeichnen die

Die Ablagerungen pyroklastischer Ströme variieren in ihrer Glasscherben und größere Bimsfragmente (Fiamme) eine planare

Mächtigkeit von wenigen Zentimetern bis hin zu mehreren Kilo- Schichtung, die eutaxitische Textur genannt wird.

metern. Die Geschwindigkeit und Richtung des Stromes wird von

Wie oben beschrieben, bilden die pyroklastischen Ströme ein
der Topographie bestimmt, die zu einer Konzentration der Ablage- Kontinuum zwischen Niedrigtemperatur- und Hochtemperaturströ-
rungen in Tälern und anderen Mulden führt. Die Ablagerungen sind men (> 100 °C), in denen pyroklastisches Material in einer Gasphase
intern ungegliedert und schlecht sortiert, weil feinkörniges Material transportiert wird. Diese Ströme, die aus einer Mischung von Wasser
selektiv entfernt wurde. Allerdings lassen sich mitunter Hinweise für und Gas bestehen und Temperaturen von unter 100 °C aufweisen,

74

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
einem Medium aus kondensierender Feuchtigkeit (Wolke und/
oder Regen) in der Eruptionssäule stattfindet. Diese bildet
sich gewöhnlich in subaerischen Eruptionen, kann aber auch

2
so lange andauern, dass sie auch im subaquatischen Milieu
bestehen bleibt.

-

3

Impaktstrukturen ( bedding sags): Diese entstehen durch den

Einschlag von Bomben/ Blöcken in feinlagige, wassergesättigte

Sedimente und sind häufig in pyroklastischen Ablagerungen

4
zu finden, die bei Nässe ausgebrochen sind.

z Vulkanoklastische Sedimente

5

Gemischte sedimentär-vulkanische Abfolgen sind aufgrund der
vielfältigen Bildungsprozesse und der Abhängigkeit von der vulka-

6
nischen Aktivität sehr komplex (. Tab. 2.12).

Vulkanoklastisches Material kann folgenderweise klassifiziert
werden:

7

1 cm

- Primäre Ablagerungen: Diese Ablagerungen sind direkt mit
vulkanischen Prozessen verknüpft. Sie können durch das

Vorhandensein von pyroklastischem (Material, das durch die

8

. Abb. 2.32 Verschweißte rhyolithische Ignimbrite mit eutaxitischer Textur

Fragmentierung während der Eruption produziert wird) und

(Linsen von schwarzem Glas entstanden durch Bimslapilli mit größeren
autoklastischem Material (Hyaloklastite und Material, das

9
lithischen Fragmenten. (Nach Thorpe und Brown 1995)

durch Autobrekziation entsteht) unterteilt werden.

- Sekundäre Ablagerungen: Bei diesen Ablagerungen wird der
werden Lahare genannt. Lahare sind Schutt- oder Geröl ströme, die

Sedimenttyp von der Erosion und dem Transport bestimmt

10
sich aufgrund der Vermischung von unverfestigtem, vulkanischen

(epiklastisch).

Sediment und Wasser bilden. Sie können sich in Abhängigkeit von

11
der Oberflächenmorphologie über große Distanzen (> 300 km) aus- Die Chemie und Temperatur der Schmelze kontrolliert die Kristal-
breiten und enthalten eine Vielzahl schlecht sortierter vulkanischer lisation des Magmas: Niedrige SiO -Gehalte führen zur Kristallisa-

2

Fragmente in einer tonigen Matrix. Fragmentiertes vulkanisches Ma- tion von Olivin, Pyroxen und Plagioklas (petrographisch basaltisch),

12
terial, das von wasserreichen Niedrigtemperaturströmen abgelagert während höhere Anteile von SiO zur Bildung von Quarz, Glimmer

2
wird, bezeichnet man als Schlammstrom.

und Alkalifeldspäten (petrographisch rhyolithisch) führt. Ebenso
wird der Eruptionstyp von der Magmenchemie beeinflusst (basal-

13
z Pyroklastische Surge-Ablagerungen
tisch: große Lavenvolumina, wenig Asche; felsisch: große Mengen

Hierbei handelt es sich um Gravitationsströme, die sich lateral als heiße, pyroklastisches Material, explosiver).

14
niedrigkonzentrierte Gas-Feststoff-Gemische ausbreiten (. Abb. 2.33).

Wie oben beschrieben, können sie sich infolge der Entkopplung in-
nerhalb der pyroklastischen Ströme bilden, wodurch eine komplette 2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite

15

Gradierung zwischen hochkonzentrierten, pyroklastischen Strömen
und niedrigkonzentrierten pyroklastischen Surges entsteht. Die Abla- k Granit ( granite)

16
gerungen von pyroklastischen Surges neigen dazu, die Topographie zu
bedecken, sind aber auch in Tälern und anderen Tieflagen zu finden.

Sie weisen Sedimentstrukturen auf, die Fließrichtungen anzeigen (z. B.

17

Schrägschichtung, Dünenstrukturen, planare Lamination).

z Pyroklastische Gesteine, die durch den Einfluss

18
von Wasser bei der Eruption entstanden sind

Durch die Eruption von Magma in oder durch Wasser (einschließ-

19
lich Wasserdampf) wird eine Vielzahl von vulkanischen Produk-
ten gebildet, zu denen auch die Hyaloklastite (d. h. hydratisierte

Tuff-Brekzie) zählen. Die gefährlicheren, pyroklastischen Eruptio-

20
nen in flachen Gewässern führen zur Entstehung von kleinen, nied-
rigen Kegeln, die feinkörniges, zu Asche gradiertes Material (Asche/

Tuffringe) enthalten. Charakteristische Kennzeichen für pyroklasti-

21
sches Material, das durch Wasser beeinflusst wurde, sind:

-

. Granit (Skala 2 cm)

Akkretionäre Lapilli: Diese kugelförmigen Strukturen bilden

22
sich durch das Verklumpen von feuchter Asche zu Aggregaten. Farbe: geflecktes Gestein, weiß, grau, pink und rot

Einzelne Lapilli variieren in ihrer Größe von einem Millimeter Korngröße: grob bis sehr grob
bis zu mehreren Zentimetern (häufig zwischen 2–10 mm). Sie

Gefüge: körniges Gestein, sehr homogen (manchmal gebändert), oft

23
enthalten eine relativ dünne Schale aus feinkörniger Asche um porphyrisch. Einsprenglinge meist Feldspäte (manchmal orientiert).

einen grobkörnigeren Kern oder sind komplett aus konzent-

Foliation manchmal vorhanden (parallel ausgerichtete Hornblende
rischen Lagen feinkörniger Asche zusammengesetzt. Es wird
oder Glimmer); häufig Xenolithe; oft Gänge und Adern (z. B. Aplit,
angenommen, dass die Konkretion um einen festen Kern in

Pegmatit)

2

75

2.2 • Magmatische Gesteine

. Abb. 2.33 Morphologie der häufigsten Struk-

Sanft geschwungene Welle mit i.d. Regel
turen in den Ablagerungen von pyroklastischen
langer Wellenlänge und geringer Amplitude,

Strömen niedriger Dichte (nach Jerram und
häufig lateral in planare Schichten übergehend,

Petford 2011)

als schwache Lamination in feinkörnigen
massigen Schichten auftretend

Relativ symmetrische Akkumulation

Antidünenform, an der Stoss-Seite, langge-
streckt entlang der Lee-Seite mit einer oder
mehreren ausgeprägten Unkonformitäten

Girlandenförmige Dünen;

Transportrichtung senkrecht zur Papierfläche

Schrägschichtungen in 2 - 8 cm mächtigen

Schicht-Sets

Chute- und Pool-Struktur mit grobkörniger,
steil abtauchender Stoss-Seite

Symmetrische Dünen mit Akkumulation
von grobem Material auf der Leeseite

Antidünen mit gerundeten Kämmen
und internen Unkonformitäten

Sinusförmige Rippel-Drift-Lamination
kurzer Wellenlänge

. Tab. 2.12 Typen vulkanoklastischer Sedimente (nach Stow 2005)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Autoklastische

Klastengestützte Autoklastite (vulkanische Brekzie)

Schlecht sortierte, eckige Brekzien (Autobrekzierung von

Ablagerung

Matrix-(Lava-)gestützte Autoklastite (vulkanische Brekzie)

Laven)

Pyroklastische

Agglomerat (> 64 mm; Bomben – flüssige Auswurfprodukte)

Entstehen aus dem Niederschlag von vulkanischen Bruch-

Fallablagerung

Pyroklastische Brekzie (> 64 mm; Blöcke – feste Auswurfprodukte) stücken (Tephra)

Lapillistein (2–64 mm; vulkanische Konglomerate)

Pyroklastischer Sandstein (0,06–2 mm; grobe Asche/Tuff)

Pyroklastischer Tonstein (< 0,06 mm; feine Asche/Tuff)

Pyroklastische

Stromablagerung (Ignimbrit)

Laminares Fließen von vulkanischem Material und magma-

Ströme und Surge-
tischen Gasen

Ablagerung

Surge-Ablagerung

Turbulentes Fließen von vulkanischem Material und mag-
matischen Gasen

Hydroklastische

Hyaloklastite (nicht explosiv)

Durch Zerstörung der Lava beim Kontakt mit Wasser

Ablagerung

Hyalotuffe (explosiv)

Epiklastische

Epiklastische Konglomerate, Sandstein, Tonstein usw.

Aufarbeitung von vulkanoklastischem Material (Wind, Wel-

Ablagerung (vul-
len, Strömungen usw.)

kanisch +/− nicht

Lahare (vulkanoklastische Debrit)

Durch kalte oder heiße, subaerische oder subaquatische
vulkanisch)

vulkanoklastische Schuttströme

76

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

-

1

Mineralogie: „Feldspat, Quarz und Glimmer – die drei vergess

Tonalit – Feldspat meist Plagioklas und meist kein Alkalifeld-
ich nimmer“. Helle Minerale (80–100 %), überwiegend Feldspäte
spat; Quarz ca. 20 %; dunkle Minerale (10–40 %) meist Biotit

(K-Feldspat 35–100 %, Plagioklas 0–65 %) und Quarz (min. 10 %,
und Hornblende (beide häufig porphyrisch)

2
normalerweise 20–60 %). Nebengemengteile meist Biotit (auch Mus-
kovit), Augit, Hornblende, Turmalin, Topas, Apatit, Sphen, Zirkon, k Granit-Pegmatit ( granite pegmatite)

3

Titanit, Ilmenit, Pyrit und Magnetit

Vorkommen: große Intrusionen (inkl. Batholithe), aber auch Sil s
und Dikes. Verwitterung zu Tonmineralen und Quarzsand. Vulka-

4
nisches Pendant ist Rhyolith.

Granitarten:

5

- Rapakivi-Granit – ein porphyrischer Hornblendegranit mit run-
den bis eiförmigen Alkalifeldspatkristallen (Orthoklas; 2–3 cm

6

Durchmesser), von Plagioklas ummantelt. Strukturen sind oft
zoniert

- Alkalifeldspatgranit – heller Granit mit (neben Quarz) über-

7
wiegend Alkalifeldspäten (< 10 % Plagioklas). Nebengemeng-
teile: Augit, Hornblende und Zirkon

- Augit-Hornblende-Granit – dunkler Granit durch Anteil an

8

Augit und Hornblende

- Biotit-Granit – hoher Anteil Biotit (bis 20 %)

9

- Zweiglimmer-Granit – mit deutlichem Anteil an Muskovit

- Turmalin-Granit – hoher Anteil an Turmalin

-

. Pegmatit (Skala 2 cm)

Leukogranit – überwiegend Quarz und Alkalifeldspat, < 5 %

10
mafische Minerale

-

Farbe: weiß, pink, rot, aber ungleichmäßig wegen der relativ großen

Aplit – sehr feinkörniger Granit (oft in Gängen), wenig mafi-

Kristalle

11
sche Minerale

Korngröße: sehr grobkörnig (individuelle Kristalle bis 14 m lang),
aber variabel innerhalb eines Aufschlusses
k Granodiorit ( granodiorite)

Gefüge: meist wie bei Granit; orientierte Kristalle (senkrecht zu den

12

Intrusionsrändern); graphische Textur vorhanden (z. B. K-Feldspat-
kristalle mit elongierten Quarzen)

Mineralogie: K-Feldspat und Quarz (oft Muskovit); Nebengemeng-

13
teile wie bei Granit

Vorkommen: meist am Rand von Granitintrusionen; auch als Gänge

14
und Adern
k Syenit ( syenite)

15

16

17

. Granodiorit (Skala 2 cm)

18

Farbe: überwiegend grau (je höher der mafische Anteil an Nebenge-

19
mengeteilen, desto dunkler)

Korngröße: wie bei Granit

Gefüge: körniges Gestein, granitähnlich

20

Mineralogie: schwer von Granit zu unterscheiden, sieht aber meist
dunkler aus. Mineralogie ist wie bei Granit, nur mit anderen Feld-
spatverhältnissen (Plagioklas 65–100 %, K-Feldspat 0–35 %); es be-

21
stehen aber fließende Übergänge

Vorkommen: das am häufigsten vorkommende granitische Gestein,

22
oft intrusiv (z. B. Batholithe), oft innerhalb granitischer Massive. Vul-

. Syenit (Skala 2 cm)

kanisches Pendant ist Dazit.

Farbe: hell- bis dunkelgrau, auch rot oder weiß

Korngröße: mittel bis grob (manchmal pegmatitisch)

23

Granodiorittypen:

-

Gefüge: wie bei Granit

Trondhjemit – quarzreiche Varietät (> 20 %) mit wenig oder

Mineralogie: feldspatreich und im Vergleich zu Graniten quarzarm.

keinem Alkalifeldspatanteil; dunkle Minerale (< 15 %) meist

Helle Minerale (60–100 %), davon 80–100 % Feldspäte (K-Feld-

Biotit und Hornblende
spat 65–100 % und Plagioklas 0–35 %), Quarz (0–20 %) oder Foide

2

77

2.2 • Magmatische Gesteine

(0–10 %), wobei diese beiden einander ausschließen; Nebengemeng- Farbe: hell (grau, pink), auch dunkelgrün
teile sind Biotit, Pyroxene, Fluorit, Zirkon, Titanit, Apatit, Ilmenit Korngröße: mittel- bis grobkörnig, manchmal Feldspat-Einspreng-
und Magnetit
linge (2–5 cm Durchmesser, manchmal orientiert)

Vorkommen: nicht besonders häufig, meist assoziiert mit Granit Gefüge: manchmal eingeregelte tafelige K-Feldspäte und stängelige oder als kleine Intrusionen

Hornblenden

Mineralogie: kein Quarz, überwiegend Foide (Nephelin) und

Syenitarten:

-

K-Feldspat. Helle Minerale 55–100 %, davon 40–90 % Feldspäte

Mangerit – wasserarmer, hochtemperierter (> 800 °C) Syenit

-

(K-Feldspat 50–100 %, Plagioklas 0–50 %) und Foide (10–60 %, ty-

Alkalisyenit – fast plagioklasfrei; häufig in Vorkommen mit
pisch: Nephelin, Sodalith, Leucit, Hauyn); Nebengemengeteile: Bio-

Alkaligraniten
tit, Pyroxene, Amphibole

Vorkommen: selten als Gestein; kleine Intrusivkörper
k Monzonit ( monzonite)

k Diorit ( diorite)

. Monzonit (Skala 2 cm)

. Diorit (Skala 2 cm)

Farbe: hell- bis dunkelgrau, auch grünlich, bräunlich und rot

Korngröße: meist mittelkörnig

Farbe: schwarz-weiß gefleckt, manchmal dunkelgrün oder pink

Gefüge: manchmal Fließstrukturen (eingeregelte/orientierte Mine- Korngröße: grobkörnig, aber sehr variabel (manchmal pegmati-
rale) und/oder tafelförmige K-Feldspatkristalle
tisch), manchmal Einsprenglinge (z. B. Hornblende)

Mineralogie: feldspatreich und quarzarm (wie Syenit). Mehr Pla- Gefüge: häufig Xenolithe enthalten, manchmal Foliation
gioklas als K-Feldspat. Helle Minerale (55–90 %), davon 80–100 % Mineralogie: überwiegend Plagioklas und mafische Minerale (z. B.

Feldspäte (K-Feldspat 35–65 % und Plagioklas 35–65 %), selten Amphibol, Pyroxen). Helle Minerale 50–85 %, davon 80–100 %

Quarz (0–20 %) oder Foide (0–10 %); Nebengemengteile Pyroxene, Feldspäte (Plagioklas – meist Oligoklas, Andesin – 65–100 %,

Hornblende, Biotit. Beim Übergang zu Diorit/Gabbro überwiegt K-Feldspat 0–35 %), Quarz 0–20 % oder Foide 0–10 %. Dunkle Mi-

Plagioklas, Quarz wird < 5 %, und Pyroxene bis 20 %
nerale 15–50 %, inkl. Biotit und/oder Pyroxene. Nebengemengteile:

Vorkommen: assoziiert mit Granit und Granodiorit

Apatit, Sphen, Eisenoxide, Zirkon, Granate. Mit 5–20 % Quarz:

Quarzdiorit, > 20 % Quarz: Tonalit.

k Foid-Syenit ( nepheline syenite)

Vorkommen: kleine Intrusivkörper, lateral zu Graniten oder Gab-
bros. Vulkanisches Pendant ist Andesit.

k Gabbro ( gabbro)

Farbe: grau, dunkelgrau, schwarz, grünlich, bläulich

Korngröße: grobkörnig, manchmal pegmatitisch oder ophitisch

Gefüge: oft geschichtet (helle und dunkle Minerale), mit Schicht-
mächtigkeiten von Zentimetern bis mehreren Metern

Mineralogie: Überwiegend mafische Minerale (z. B. Pyroxen, Olivin)

und Plagioklas. Wirkt dunkler als Diorit. Helle Minerale 55–80 %,
davon 80–100 % Feldspäte (Plagioklas – dunklere Sorten, Labrado-
rit, Bytownit 65–100 %, K-Feldspat 0–35 %), Quarz (1–20 %), Foide

(0–10 %). Dunkle Minerale 20–65 % – besonders Pyroxene (Augit),

Hornblende, Olivin und/oder Biotit. Nebengemengteile: Apatit,

Chromit, Pyrit, Magnetit, Ilmenit, Serpentin

Vorkommen: Intrusivgestein (z. B. Stöcke, Dikes, manchmal Lopo-
lithe). Oft mit anderen Gesteinen vergesel schaftet (z. B. Pyroxenit,

Anorthosit). Vulkanisches Pendant ist Basalt.

. Nephelin-Syenit (Skala 2 cm)

78

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
k Rhyolith ( rhyolite)

2

3

4

5

6

. Gabbro

7

Gabbroarten:

- Norit – dunkelgrau mit Hypersthen. Enthält Orthopyroxen

8
oder Pigeonit statt Augit

- Troktolith – enthält Olivin statt Augit

. Rhyolith (Skala 2 cm)

9

- Essexit – fein- bis mittelkörnig, manchmal porphyrisch. Hoher

Anteil an Pyroxenen (und dadurch fast schwarz)

Farbe: hellfarbig; weiß, grau, grünlich, rötlich oder bräunlich;
manchmal gestreift

10
k Anorthosit ( anorthosite)

Korngröße: amorph bis feinkörnig

Farbe: grau bis weiß

Gefüge: häufig Fließstrukturen oder geschichtet, mit Variationen in

11

Korngröße: mittel- bis grobkörnig

Korngröße oder Farbe. Eingeregelte Einsprenglinge (Quarz, Feld-

Gefüge: manchmal eingeregelte Kristalle, manchmal geschichtet
späte, Hornblende, Glimmer) manchmal vorhanden. Vesikel (Bla-

Mineralogie: Hoher Anteil an Plagioklas (> 90 % = Oligoklas/An- sen oder amygdaloides Gefüge, wenn gefül t) manchmal vorhan-

12
desin bis Bytownit) Nebengemengteile: Pyroxene, Olivine und Ei- den. Sphärolithen (radiales Wachstum von Quarz-/Feldspatnadeln)

senoxide
manchmal vorhanden.

Vorkommen: große Intrusivkörper (Stöcke, Batholite), in kleineren Mineralogie: reich an Quarz. Helle Minerale (80–100 %), da-

13

Intrusivkörpern meist assoziiert mit Gabbros. Auch als Körper (über von 20–60 % Quarz, 40–80 % Feldspäte (K-Feldspat 35–100 %, Pla-

Hunderte von km2) innerhalb metamorphischer Gebiete
gioklas 0–65 %). Dunkle Minerale 0–20 % – Pyroxene, Biotit, Zirkon,

14

Apatit
k Pyroxenit ( pyroxenite)

Vorkommen: vulkanische Gebiete (Staukuppen, Dome), Lavaströme

Farbe: grün, dunkelgrün bis schwarz

15

Korngröße: mittel- bis grobkörnig

Rhyolitharten:

Gefüge: manchmal geschichtet

- Quarzporphyr – Einsprenglingskristalle von Quarz und bis-

16

Mineralogie: Ultramafisches Gestein ohne Feldspat (anders als Gab-
weilen Biotit vorhanden
bro) und oft > 40 % Olivin (anders als Peridotit), überwiegend Py- - Granitporphyr – Einsprenglingskristalle von K-Feldspat,
roxene (Klinopyroxene oder Orthopyroxene), Olivin, Hornblende,

Quarz und bisweilen Biotit und/oder Plagioklas vorhanden

17

Eisenoxide, Chromit oder Biotit. Feldspäte selten oder abwesend

Vorkommen: Intrusivkörper (Stöcke, Dikes) oder als Bänder inner- k Mikrosyenit ( microsyenite)

halb geschichteter Gabbros

Farbe: grau, rötlich, bräunlich

18

Korngröße: mittelkörnig
k Kimberlit ( kimberlite)

Gefüge: körnig, oft mit Einsprenglingen (meist K-Feldspat)

19

Farbe: bläulich, grünlich oder schwarz

Mineralogie: wie Syenit (K-Feldspat, mit Biotit, Hornblende, Pyro-

Korngröße: amorph oder feinkörnig, manchmal Einsprenglinge
xenen oder Quarz)

Gefüge: oft porphyrisch, oft mit Xenolithen

Vorkommen: Ganggestein (z. B. Dikes), assoziiert mit Intrusionen

20

Mineralogie: ultramafisches vulkanisches Gestein mit viel Olivin von Syenit, auch Trachyt

(manchmal serpentinisiert), Glimmer (Phlogopit) mit Granaten (Py-
ropen) und Orthopyroxenen. Nebengemengteile: Ilmenit, Spinel , k Trachyt ( trachyte)

21

Rutil, Calcit, Chromit, Diamant

Farbe: grau; auch weiß, pink oder gelblich

Vorkommen: in Schloten (Kimberlit-Schlote; Hunderte Meter Korngröße: feinkörnig

22

Durchmesser; Hauptquelle für Diamanten), manchmal Dikes

Gefüge: oft porphyrisch (Sanidin, auch Plagioklas, Hornblende, Py-
roxen), mit Fließstrukturen (trachytische Struktur)

Mineralogie: feldspatreich mit K-Feldspat > Plagioklas. Helle Mi-

23
nerale 60–100 %, davon 80–100 % Feldspäte (K-Feldspat 65–100 %,

Plagioklas 0–35 %), Quarz (0–20 %) oder Foide (0–10 %). Dunkle

Minerale 0–40 % (inkl. Pyroxen, Hornblende, Biotit)

2

79

2.2 • Magmatische Gesteine
k Lamprophyr ( lamprophyre)

. Trachyt (Skala 2 cm)

. Lamprophyr

Vorkommen: Lavaströme – oft assoziiert mit Basalt und kleinen In-
trusivkörpern (Dikes, Sil s)

Farbe: grau bis schwarz (Biotit-Lamprophyr), grünlich, gräulich oder
schwarz (Hornblende-Lamprophyr)

k Mikrodiorit ( microdiorite)

Korngröße: mittel- bis feinkörnig, manchmal amorph

Farbe: grau bis dunkelgrau, bisweilen grünlich oder pink

Gefüge: porphyrisch (Biotit, Hornblende) in einer variablen Grund-

Korngröße: mittelkörnig
masse

Gefüge: gewöhnlich porphyrisch (Hornblende, Biotit oder Augit)

Mineralogie: überwiegend Biotit, Amphibole und Pyroxene. Bio-

Mineralogie: wie bei Diorit
tit-Lamprophyr (Orthoklas oder Na-Plagioklas, Biotit und Pyroxene

Vorkommen: Intrusivkörper (Dikes, Sil s), oft in Schwärmen um oder Amphibole), Hornblende-Lamprophyr (Hornblende, Orthoklas

Intrusionen von Diorit oder Granit
oder Na-Plagioklas). Olivin oft vorhanden

Vorkommen: Ganggestein (Dikes, Sil s) oft assoziiert mit Granit,
k Andesit ( andesite)

Syenit oder Diorit
k Basalt ( basalt)

. Trachyandesit

. Basalt (Skala 2 cm)

Farbe: grau, purpur, braun, grün oder fast schwarz

Korngröße: feinkörnig, amorph, oft mit Einsprenglingen

Farbe: schwarz oder grau-schwarz; rötlich oder grünlich verwittert

Gefüge: Fließgefüge, gewöhnlich porphyrisch (Plagioklas, Biotit, Korngröße: feinkörnig, manchmal amorph

Hornblende oder Augit), vesikulär oder amygdaloides Gefüge

Gefüge: bisweilen porphyrisch (Hornblende, Pyroxen, Olivin), vesi-

Mineralogie: feldspatreich (Plagioklas > K-Feldspat) Quarz, Pyro- kulär oder amygdaloides Gefüge (gefül t mit Zeolithen, Karbonaten
xen, Amphibol und Biotit. Helle Minerale 60–85 %, davon 80–100 % oder Quarz). Xenolithe sind manchmal vorhanden (oft Olivin oder

Feldspäte (Plagioklas 65–100 %, K-Feldspat 0–35 %), Quarz (0–20 %) Pyroxene). Säulig
oder Foide (0–10 %). Dunkle Minerale 10–40 % (inkl. Biotit, Augit, Mineralogie: überwiegend Plagioklas und Pyroxene. Dunkle Mine-Hornblende, Olivin, Magnetit, Zirkon). Plagioklas in feinkörniger rale 40–70 % (Pyroxene, Olivine, Magnetite, Ilmenite, Biotit), helle Grundmasse ist meist Oligoklas-Andesin.

Minerale 30–60 %, davon 80–100 % Feldspäte (Plagioklas 65–100 %,

Vorkommen: Lavaströme, auch Dikes. Oft assoziiert mit Basalten, K-Feldspat 0–35 %), Quarz (0–20 %) oder Foide (0–10 %)

Daziten und Rhyolithen

Vorkommen: Lavaströme, Lavadecken (Plateaubasalte), Ganggestein

(Dikes, Sil s)

80

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Basaltarten:

-

Mineralogie: variabel, aber meist wie Rhyolith. Es gibt aber auch

Dolerit (diabase) – grobkörniger, unveränderter, meist junger
trachytische, andesitische und phonolithische Obsidiane

Basalt; Ganggestein (Dikes, Sil s) oft in Schwärmen rund um

Vorkommen: meist im Randbereich von rhyolithischen Strömen

2

Vulkane

-

(Kruste)

Tholeiit – olivinfreier Basalt

3
k Dazit ( dacite)

4

5

6

7

8

9

. Pechstein (Skala 2 cm)

10

. Dazit (Skala 2,2 cm)

k Bims ( pumice)

11

Farbe: grau, bräunlich, gelblich

Korngröße: feinkörnig, amorph, oft porphyrisch (Quarz, Plagioklas,
seltener Hornblende, Biotit)

12

Gefüge: Fließgefüge

Mineralogie: Quarz- und feldspatreiches Gestein. Helle Mine-
rale 70–95 %, davon 20–60 % Quarz, 40–80 % Feldspäte (Plagio-

13
klas 65–100 %, K-Feldspat 0–35 %). Dunkle Minerale (5–30 %) –

Pyroxene, Hornblende, Biotit, Zirkon, Magnetit

14

Vorkommen: Ganggestein (Dikes, Sil s), Lavadome.

k Obsidian und Pechstein ( obsidian, pitchstone)

15

16

17

. Bims (Skala 2 cm)

18

Farbe: weiß, grau, gelblich, bläulich, kann auch dunkler sein

Korngröße: feinkörnig/amorph mit zahlreichen Luftblasen

19

Gefüge: unregelmäßig oder oval geformte Poren (Porenanteil am

Gestein bis zu 85 %)

Mineralogie: schaumiges Gesteinsglas. Komposition ist rhyo-

20
lith-ähnlich (kann aber auch dazitisch, andesitisch, trachytisch oder
phonolitisch sein. Basaltischer Bims ist auch bekannt).

Vorkommen: entsteht durch Druckentlastung innerhalb gasreicher

21
und zähflüssiger Laven, in explosiven Eruptionen

22

. Obsidian (Skala 1,9 cm)

k Scoria (Schlacke, scoria)

Farbe: schwarz, braun, grau

Farbe: dunkelbraun, schwarz, rötlich

Korngröße: amorph (Pechstein ist die entglaste Form von Obsidian) Korngröße: feinkörnig/amorph, mit zahlreichen Luftblasen

23

Gefüge: amorph, selten Einsprenglinge (häufiger in Pechstein, Gefüge: dichter als Bims, manchmal mit Einsprenglingen

Quarz, Feldspat). Sphärolithen (radial angeordnete Minerale, z. B. Mineralogie: variabel, meist wie Basalt oder Andesit

Feldspäte) sind häufig (Schneeflocken-Obsidian). Glasglanz (Pech-
stein ist eher matt). Muscheliger Bruch

2

81

2.2 • Magmatische Gesteine

. Scoria, spindelförmige Bombe (Skala 9 cm)

Vorkommen: entsteht durch Druckentlastung innerhalb gasreicher

. Latit (Skala 2 cm)

und zähflüssiger Lava. Bildet kleine Konen ( scoria cones). Assoziiert
mit Lava von Ausgangsmagmen
k Phonolith ( phonolite)

2.2.13 Pyroklastische Gesteine
k Agglomerat ( agglomerate)

. Phonolith (Skala 2 cm)

Farbe: dunkelgrün bis grau

. Agglomerat und Störung (Skala 10 cm)

Korngröße: dicht bis feinkörnig, oft porphyrisch (Feldspat, Nephelin) Farbe: dunkel bis hell (abhängig von der Zusammensetzung)

Gefüge: oft plattige Struktur

Korngröße: eckige bis gerundete Fragmente (> 64 mm Durchmesser)

Mineralogie: feldspat- und foidreich. Helle Minerale 60–100 %, da- in einer feinkörnigen Matrix
von 40–90 % Feldspäte (K-Feldspat 50–100 % – oft Sanidin, Plagio- Gefüge: Fragmente sind variabel – von Blöcken bis Bomben
klas 0–50 %), Foide (10–60 %, Nephelin, Sodalith, Leucit). Dunkle Mineralogie: sehr variabel und abhängig vom Ausgangsgestein (z. B.

Minerale 0–40 % – Augit, Granat, Olivin, Ilmenit, Apatit, Titanit, Basalt, Andesit)

Magnetit, Zirkon

Vorkommen: im proximalen Bereich von Vulkanen (Krater, Rän-

Vorkommen: Lavaströme, Ganggestein (Sil s, Dikes). Oft assoziiert der), assoziiert mit Tuffen und Lavaströmen
mit Trachyt und Nephelin-Syenit
k Asche und Tuff ( ash, tuff)

k Latit ( latite)

Farbe: dunkel bis hell (abhängig von Komposition)

Farbe: grau, rötlich, bräunlich

Korngröße: feinkörnig (< 2 mm Durchmesser)

Korngröße: feinkörnig, amorph

Gefüge: Tuff ist konsolidierte Asche, oft geschichtet wie Sedimente,

Gefüge: porphyrisch (Plagioklas, Pyroxen, Sanidin)

mit Gradierung. Oft mit lithischen Fragmenten (z. B. Rhyolithen,

Mineralogie: feldspatreich. Helle Minerale 65–95 %, davon 89–100 % Andesiten – lithische Asche/Tuff), glasigen Fragmenten (z. B. Bims

Feldspäte (K-Feldspat 35–65 %, Plagioklas 35–65 %), Quarz (< 5 %, – vitrische Asche/Tuff) oder Kristallen (z. B. Feldspäte, Hornblende: bis 20 %: Quarzlatit) oder Foide (0–10 %). Dunkle Minerale (5–35 %) Kristal asche/-tuff). Manchmal mit Lapilli (runde bis elliptische

– Pyroxene, Hornblende, Biotit, Apatit, Magnetit, selten Olivin

Fragmente, 2–64 mm Durchmesser: Lapillituff). Fragmente (z. B.

Vorkommen: Lavaströme

Bims) können komprimiert sein (verschweißte Tuff)

82

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Teil des Stromes (z. B. verschweißte Ignimbrit). Oft geschichtet. Ab-
kühlungssäulen manchmal vorhanden

Mineralogie: variabel – abhängig von Ausgangsmagma (z. B. Dazit,

2

Rhyolith, selten Basalte)

Vorkommen: abgelagert durch hochkonzentrierte pyroklastische

3

Strömungen (Glutwolken , nueés ardentes) – Mischungen aus Gas
und Fragmenten (Asche und Bims-Lapilli). Assoziiert mit Lavaströ-
men, Agglomeraten und Sedimenten

4

2.2.14 Ultramafische Gesteine

5
k Karbonatit ( carbonatite)

6

7

. Tuff (Skala 2 cm)

8

Mineralogie: sehr variabel und abhängig vom Ausgangsgestein (z. B.

Basalttuff, Rhyolithtuff, Andesittuff, Trachyttuff)

9

Vorkommen: lufttransportierte Asche, von Eruptionszentren in

Windrichtung abtransportiert und abgelagert. Grobkörniges Mate-
rial ist proximal abgelagert, aber feinkörniger Staub kann weit trans-

10
portiert werden (Hunderte Kilometer). Assoziiert mit Lavaströmen,

Agglomeraten und Sedimenten. Asche- und Tuffschichten können

11
wichtige Leithorizonte bilden.

k Ignimbrit ( ignimbrite)

12

. Karbonatit (Skala 2 cm; Foto T. B. Weisenberger)

Farbe: variabel, wie bei Marmor

13

Korngröße: fein- bis grobkörnig

Gefüge: wie bei Marmor (aber magmatische Minerale vorhanden)

14

Mineralogie: Karbonate (> 50 %; gewöhnlich Calcit, manchmal Do-
lomit, Siderit oder Ankerit). Nebengemengteil: Baryt, Apatit, Fluorit,

Forsterit, Magnetit, Biotit

15

Vorkommen: sowohl plutonischen als auch vulkanischen Ursprungs,
fast immer in kontinentalen Extensionsgebieten. Adern, Gangge-

16
stein, Stöcke. Oft assoziiert mit Syenit
k Dunit ( dunite)

17

18

19

20

21

. Ignimbrit, nicht verschweißt

22

Farbe: variabel, grau, rötlich, gelblich, braun, schwarz (abhängig von

Komposition und Dichte)

Korngröße: amorph, selten Einsprenglinge (Biotit, Quarz, Sanidin,

23

Hornblende, selten Pyroxene)

Gefüge: Matrix aus vulkanischer Asche (Tephra) mit Fragmenten

. Dunit (Skala 2 cm)

von Bims (< 1 cm Durchmesser), Glas oder Kristallen. Bimsfrag- Farbe: grün
mente können plattgedrückt sein (Fiamme), besonders im unteren Korngröße: grobkörnig

2

83

2.3 • Metamorphe Gesteine

Gefüge: manchmal geschichtet

(Monometamorphose) wie auch von mehr als einer Metamorphose

Mineralogie: Olivin (> 90 %), Orthopyroxene, Augit, Spinel , Gra- geprägt werden (Polymetamorphose). Ebenso unterscheidet man nate, Chromit, Amphibole, Ilmenit, Magnetit, Plagioklas. Harzburgit einphasige und mehrphasige Metamorphosen, je nachdem, ob ein
ist ein reines Olivin-Orthopyroxen-Gestein, ohne Augit
oder mehrere Höhepunkte bei Temperatur, Druck oder Deformati-

Vorkommen: Konzentration von Olivin und Pyroxenen in gabbro- onsrate nachzuweisen sind.

ischen Magmen. Vorhanden in geschichteten Gabbros oder Anor-
thositen, assoziiert mit Peridotit
z Regionalmetamorphose

Diese umfasst:

k Peridotit ( peridotite)

- Orogen bedingte Metamorphose – tritt in Gebirgsketten auf,

Farbe: grünlich bis schwarz
während diese durch Krustendeformation entstehen.

Korngröße: mittel- bis grobkörnig

- Versenkungsmetamorphose (durch Auflast) – tritt in Gestei-

Gefüge: manchmal geschichtet, selten porphyrisch
nen auf, über denen eine große Auflast aus Sedimenten oder

Mineralogie: Olivin (40–90 %), Pyroxene und/oder Hornblende.

Vulkaniten liegt. Sie ist typischerweise nicht mit Deformation

Nebengemengeteile: Biotit, Chromit, Granat
oder Magmatismus assoziiert.

Vorkommen: Intrusivgestein (Dikes, kleine Stöcke), auch als Teil - Ozeanboden-Metamorphose – steht in Beziehung zu den
von geschichteten Gabbro-Intrusionen (mit Pyroxenit und An-
steilen geothermischen Gradienten entlang ozeanischer
orthosit). Auch als Xenolithe in Basalten. Entsteht wahrschein-

Spreizungszentren an mittelozeanischen Rücken; eine wichtige
lich als Konzentrat von Olivinkristallen innerhalb einer Gab-

Rolle spielt dabei hydrothermale Zirkulation.

bro-Schmelze.

z Lokalmetamorphose

Diese umfasst:

- Kontaktmetamorphose – tritt im Nebengestein auf, das mag-
matische Intrusionen umgibt.

- Hydrothermale Metamorphose – tritt in Zonen auf, in denen
heiße, H O-reiche Fluide zirkulieren (oft assoziiert mit

2

Kontaktmetamorphose und Metasomatose). Ozeanboden-Me-
tamorphose ist eine Form von regionaler Hydrothermalmeta-
morphose.

- Verwerfungsmetamorphose – assoziiert mit Reibungs- und

Verformungsprozessen an Verwerfungen und Scherzonen.

- Impaktmetamorphose – erfolgt durch den Einschlag eines
extraterrestrischen Körpers (Schockmetamorphose).

- Verbrennungsmetamorphose – verläuft während der Verbren-
nung von organisch angereicherter Materie, z. B. Kohle, im

Untergrund.

- Blitzschlagmetamorphose – entsteht durch Blitzschlag an der

Erdoberfläche.

. Peridotit (Skala 2 cm)

Charakteristische Serien metamorpher Gesteine gibt es in Gebie-
ten, die einer Regionalmetamorphose unterlagen. Typischerweise

2.3

Metamorphe Gesteine
bedecken sie große Bereiche (102–103 km2), oft innerhalb orogener

Gürtel und typischerweise auch entlang konvergenter Plattengren-

Metamorphose, im geologischen Sinne, ist die mineralogische, zen. Eine Kartierung der Metamorphoseintensität ergibt meist ein
strukturelle, chemische Umwandlung oder Änderung der Isotopen- symmetrisches Muster entlang des Orogens mit den hochgradig me-
zusammensetzung, die eintritt, wenn Gesteine innerhalb der Erd- tamorphen Zonen im Zentrum, umgeben von den niedriggradigen
kruste erhöhten Temperaturen oder Drücken ausgesetzt werden. Das Zonen außen.

Ausgangsgestein (unabhängig ob magmatischen oder sedimentären

Der geothermische Gradient bezeichnet die Entwicklung der

Ursprungs) wird als Protolith bezeichnet.

Temperatur mit zunehmender Tiefe und damit das Druck/Tempe-

Veränderungen im Gestein durch Metamorphose erfolgen ent- ratur-Verhältnis. Üblicherweise wird im Bereich der kontinentalen
lang von Metamorphosepfaden in einer Serie von Temperatur- und Kruste pro Kilometer Tiefe mit einer Zunahme der Temperatur

Druckfenstern. Diese reichen von der Diagenese und Lithifizierung von 20–30 °C und des Druckes um 0,25–0,3 kbar (je nach Gesteins-
beispielsweise in sedimentären Becken (150–200 °C bis 10 km Tiefe dichte) ausgegangen. Der geothermische Gradient der kontinentalen
und 0,4 kbar) bis zu Bereichen krustaler Aufschmelzung (> 800 °C Kruste kann regional insbesondere durch eine Variation der Tem-
bei Tiefen > 100 km und 4 kbar). Da die Veränderungen nicht au- peratur gekennzeichnet sein. Bei Magmatismus in der Kruste liegen
genblicklich geschehen, ist für die Ausbildung der metamorphen die Temperaturen „über“ dem üblichen geothermischen Gradien-

Fazies der Zeitfaktor (Dauer der Prozesse) prägend. Er steuert die ten, kühle subduzierte ozeanische Kruste liegt hingegen „unter“ dem

Einstel ung mineralogischer thermodynamischer Gleichgewichte geothermischen Gradienten.

in den jeweiligen Druck- und Temperaturfenstern, die zur Bildung

Es gibt zwei druckbetonte Typen von regionaler Metamorphose,
charakteristischer Mineralparagenesen führen.

die bei relativ niedrigen Temperaturen erfolgen (kein thermischer

Metamorphose findet in verschiedenen Maßstäben statt und Überschuss):

wird allgemein in Regional- und Lokalmetamorphose unterschie- 1. Hochdruck/Niedrigtemperatur-(Blauschiefer)-Metamor-
den. Ein Gestein kann von einem einzelnen Metamorphoseereignis
phose ist charakteristisch für subduzierte ozeanische Kruste.

84

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

P

2

(ultrahoch)

Bedingungen auf der

Erde nicht gegeben

3
mit Ausnahme von

Impaktmetamorphismus

4
sehr hoch

Hoch PIT

5

6

7
hoch

8

Mittel PIT

9
mittel

10

Niedrig PIT
niedrig

Diagenese

11
sehr niedrig
sehr niedrig
niedrig
mittel
hoch
sehr hoch

T

12

. Abb. 2.34 Schematische Darstellung im P/T-Raum der fünf isothermalen, isobaren und drei P/T-radialen Sektoren. Achtung: Temperatur und Druckverhältnisse können kombiniert werden. (Nach Smulikowski et al. 2007)

13
kundäres Kristal wachstum und Zementation). In Sedimenten

14
beginnen metamorphe Prozesse bei ca. 150–200 °C und einer

Tiefe von 2–5 km (abhängig vom geothermischen Gradienten).

Das Einsetzen der Metamorphose wird mit der Bildung von

15

Stadium der

Mineralen, die Temperaturen und Drücke über denen von

Versenkung
prograd
normalen sedimentären Bedingungen benötigen, oder mit der

16

Ausbildung einer sichtbaren metamorphen Rekristallisation
festgesetzt.

Druck

17

Die häufigste Art lokaler Metamorphose tritt in Kontaktzonen
magmatischer Intrusionen auf. Hier wird thermische Energie direkt
von der Intrusion an das Nebengestein übertragen. (Da Intrusionen

18
retrograd
häufig in Deformationszonen auftreten, sind regionalmetamorphe

Freilegung (Exhumation)

Einflüsse durchaus möglich.) Um große Intrusionen herum können

19

Temperatur
sich ausgedehnte Kontaktaureolen (bis ca. 10 km) bilden. Bei gra-
nitischen Intrusionen wird das Nebengestein durch relativ niedrige

Temperaturen um 800–850 °C, bei Gabbro oder Diorit durch deut-

20

. Abb. 2.35 P/T-Diagramm, das die Beziehung zwischen Prograd- und
lich höhere Temperaturen von 900–1100 °C beeinflusst. In großen

Retrograd-Metamorphose zeigt (nach Blatt et al. 2006)

Aureolen können sich Mineralisierungszonen mit klaren Proximal-

(hochgradige Minerale) oder Distalbeziehungen (niedriggradige

21

Eine rasche Subduktion führt zu einer schnellen Zunahme des Minerale) ausbilden. Allerdings kann Kontaktmetamorphose auch
lithostatischen Druckes, während die thermische Anpassung beschränkt auf kleine Bereiche von wenigen Metern stattfinden, wie

22

(Aufheizung) der subduzierten Platte zeitlich verzögert erfolgt. z. B. um Sil s oder Dikes, durch die das Nebengestein teilweise ledig-

Blauschiefer sind daher charakteristisch für ozeanische Krusten- lich gefrittet (d. h. Kontaktmetamorphose toniger Gesteine in gerin-
segmente innerhalb orogener Zonen (Ophiolithe).

ger Tiefe) wird. Neben der Temperatur spielt dabei der Wärmehaus-

23

2. Versenkungsmetamorphose erfolgt unter oder nahe am geo- halt der Intrusion (Dauer der Wärmezufuhr) und der Fluidtransport
thermischen Gradienten (selten > 2 kbar und > 200–300 °C). bei der Ausprägung der Kontaktzone eine wesentliche Rolle.

Die Versenkung führt bei Lockersedimenten zur Kompaktion

Aureolen können um granitische Plutone signifikant größer
und Verringerung des Porenraums (durch Drucklösung, se- sein, da sie vergleichsweise mehr Wasser als „trockene“ mafische

2

85

2.3 • Metamorphe Gesteine

. Abb. 2.36 Ungefähre Temperaturen und

Drücke für die wichtigsten metamorphen Fazies.

UHP und UHT markieren annähernd ähnliche

Metamorphe Fazies
ant

Felder der Ultrahochdruck- bzw. der Ultrahoch-

DiamGraphit
temperatur metamorphose. Begrenzung bei

3

UHP
geothermischen Gradienten von 5 °C pro Kilome-

Coesit
ter – geringere Gradienten als 5 °C pro Kilometer

Quarz
sind in der Natur extrem selten. (Nach Philpotts
und Ague 2009)

PA = Pumpellyit-Aktinolith

PP = Prehnit-Pumpellyit

Eklogit

2

?

(GPa)P

5°C/kmBlauschiefer

Aragonit

Kalzit

UHT
schme

1

Granit-

Jadeit+Quarz
t

Granulit

Albi
lzen

Grünschiefer

Ky

PA

Sil

Ky

Amphibolit

Sil

PP

Albit-Epidot And

And

Pyroxen

Zeolith

Hornblende

Sanidinit

0

Hornfels

Hornfels

Hornfels

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

T (°C)

Plutone enthalten. Offensichtlich spielen Fluide eine wichtige Rolle Damit können drei P/T-Felder festgelegt werden:

bei der Ausprägung der Kontaktmetamorphose, denn ein großer

Niedrig-, Mittel- und Hoch- P/T-Metamorphose

Teil des Hitzetransfers von der Intrusion in das Nebengestein

Der Metamorphosegrad bezieht sich auf die metamorphen
erfolgt durch die Fluidkonvektion und nur ein geringerer durch Bedingungen, die durch eine Position im Druck/Temperatur-Feld

Wärmediffusion. Die heißen Fluide stammen entweder ursprüng- gekennzeichnet sind. Die genaue Position im P/T-Diagramm und
lich direkt aus dem Magma oder können Porenwässer des Neben- damit die Festlegung des Metamorphosegrades erfolgt über die Be-
gesteins sein. Sie lösen Minerale auf und transportieren Anionen stimmung von Mineralparagenesen im Gestein. Dies sind charak-
und Kationen durch geochemische Stabilitätsbereiche innerhalb teristische Mineralassoziationen, die nur in bestimmten P/T-Berei-
des Konvektionssystems, in denen sich veränderte oder neue Mine- chen stabil sind und daher einen Gleichgewichtszustand in einem
ralparagenesen ausbilden können. Dieser durch Fluide induzierte definierten Druck/Temperatur-Feld anzeigen.

Stofftransport und die dadurch verursachte Mineralumwandlung

Temperaturen und Drücke können im Zuge einer Metamorphose
wird Metasomatose genannt. Das Auftreten stark mineralisierter zu- und abnehmen (. Abb. 2.35). Dadurch wird der Metamorphose-Gänge im Bereich von Kontaktaureolen ist ein Beleg für intensive pfad, den das Gestein im P/T-Raum durchlaufen hat, definiert. Dieser Fluidaktivität.

kann durch zwei charakteristische Abschnitte gekennzeichnet sein:

1. Prograde (progressive) Metamorphose – hier erhöht sich die

Temperatur. Dies ermöglicht die Bildung neuer Minerale, die in

2.3.1 Temperatur, Druck
früheren Phasen nicht vorlagen und unter den neuen Bedingun-
und Metamorphosegrad
gen stabil sind.

2. Retrograde (retrogressive) Metamorphose – hier sinkt die

Temperatur. Dies ermöglicht die Neu- oder Rückbildung von

Metamorphose ist ein komplexer Prozess, der durch die Verände-

Mineralen. Es entstehen Mineralparagenesen, die einen nied-
rung folgender Faktoren beeinflusst wird:

-
rigeren Metamorphosegrad anzeigen als frühere Phasen und

Temperatur ( T),

-

Paragenesen.

isostatischer Druck ( P),

- chemisch reaktive Fluide,

- tektonische Spannungen.

2.3.2 Metamorphe Fazies

Über den Gesteinskomplex ändern sich diese Einflussgrößen wäh- Die metamorphe Fazies ist ein Gliederungsansatz, der hilft, me-
rend der Metamorphose lokal, regional und zeitlich (. Abb. 2.34). tamorphe Gesteine auf der Basis ihrer Mineralogie zu beschreiben Dies führt zu einer räumlichen Variation im Grad und der Art der und zu klassifizieren (. Abb. 2.36). In metamorph überprägten Metamorphose. Das Temperatur/ Druck-Spektrum, in dem Meta- Regionen reagieren bereits existente Minerale zu neuen Minera-morphose stattfindet, wird zusammengefasst als:

-
len, da sich Mineralparagenesen in der Gesteinseinheit unter ver-

Sehr niedrig-, Niedrig-, Hoch- und Ultrahoch-Temperaturme-
schiedenen Druck- und Temperaturbedingungen ändern. Diese
tamorphose,

-

Variationen führen zu charakteristischen Mineralparagenesen für

Sehr niedrig-, Niedrig-, Hoch- und Ultrahoch-Druckmeta-
bestimmte P/T-Felder (. Tab. 2.13). Eine metamorphe Fazies kann
morphose.

so als ein Set metamorpher Mineralparagenesen definiert werden,
die sich wiederholt in Raum und Zeit gemeinsam bilden können.

86

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.13 Häufige silikatische und calcitische Minerale für die regionalmetamorphe Fazies (nach Philpotts und Ague 2009). Die Barrowschen Zonen sind benannt nach den wegweisenden Arbeiten von George Barrow, der erst 1912 diese Sequenz erkannt hat. Es sind Zonen, in denen sowohl Druck
und Temperatur steigen, abhängig vom Grad des Metamorphismus. Die progressive Sequenz von Barrowschen Zonen lautet: Chlorit – Biotit – Granat –

2

Staurolith – Kyanit / Disthen – Sillimanit.

Fazies

Mafischer Protolith

Pelitischer Protolith

Karbonatgesteins-

Ultramafischer

Anmerkungen

3
protolith

Protolith

Zeolith

Chlorit, Serpentinit,

Chlorit, Illit, Tonmine-

Calcit, Dolomit, Quarz,

Minerale der Serpentin-

Gesteine der Zeolith-Fa-

4

Tonminerale, Zeolithe,
rale, Quarz, Albit, Calcit, Chlorit, Illit, Tonmine-
gruppe, Brucit, Dolomit, zies sind i. d. R. nicht de-

Quarz, Albit, Prehnit,

Dolomit
rale, Albit

Magnesit
formiert und enthalten

Pumpellyit, Calcit,

Relikte magmatischer

5

Dolomit
oder sedimentärer

Gefüge

6

Prehnit-

Chlorit, Serpentin,

Chlorit, Muskovit, Ton-

Calcit, Dolomit, Quarz,

Minerale der Serpentin-

Pumpellyit

Prehnit, Pumpellyit,
minerale, Quarz, Albit,

Tonminerale, Albit
gruppe, Brucit, Dolomit,

Quarz, Albit, Calcit,

Calcit, Dolomit

Magnesit

7

Dolomit

Blauschiefer

Glaukophan, Lawsonit

Glaukophan, Phengit,

Aragonit, Dolomit,

Minerale der Serpentin-

Glaukophan oder

8

(oder Epidot), Quarz,

Lawsonit (oder Epidot),

Phengit, Glaukophan,
gruppe, Brucit, Dolomit, Lawsonit sind diagnos-

Granat, Chlorit und

Quarz, Granat, Chlorit

Epidot, Albit und

Magnesit
tisch für diese Fazies.

Albit (bei niedrigeren
und Albit (bei niedrige-

Chlorit (bei niedrigeren

Phengit ist ein Hoch-

9

Drücken), Na-haltiger
ren Drücken), Na-halti-

Drücken), Na-haltiger
druck-K-Glimmer mit

Klinopyroxen (bei höhe- ger Klinopyroxen (bei

Klinopyroxen (bei höhe-
einem Übermaß an Si im
ren Drücken)

höheren Drücken)

ren Drücken)

Verhältnis zu Muskovit

10

Grünschiefer

Chlorit, Aktinolith,

Chloritzone: Chlorit,

Calcit, Dolomit, Mus-

Minerale der Serpentin-

Die Barrow schen

Epidot, Albit, Quarz

Muskovit, Quarz, Albit
kovit, Quarz, Albit (mit
gruppe, Brucit, Forsterit, Chlorit-, Biotit- und

Biotitzone: Chlorit,

Biotit und Na-haltigem

Tremolit

Granatzonen sind alle in

11

Muskovit, Biotit, Quarz,

Plagioklas bei höheren
der Grünschiefer fazies

Albit

Temperaturen)

12

Granatzone: Muskovit,

Biotit, Granat, Quarz,

Na-haltiger Plagioklas

13

(Chloritoid in Fe- und

Al-reichen Gesteinen)

Amphibolit

Hornblende, Plagioklas,

Staurolithzone: Musko-

Calcit, Dolomit, Quarz,

Talk, Forsterit, An-

Die Barrow schen

14

Quarz, Granat
vit, Biotit, Quarz, Granat, Biotit, Amphibol,
thophyllit, Tremolit,

Staurolith-, Kyanit- und

Staurolith, Plagioklas

Diopsid, Kalifeldspat,

Orthopyroxen

Sillimanitzonen sind alle

Kyanitzone: Muskovit,

Wollastonit
in der Amphibolitfazies.

15

Biotit, Quarz, Granat,

Regionaler Amphibolit-

Kyanit, Staurolith,
fazies-Metamor phismus

16

Plagioklas
bei niedrigeren Drücken

Sillimanitzone: Musko-
als die Barrowsche
vit, Biotit, Quarz, Granat,

Sequenz (ca. 0,3 GPa)

17

Sillimanit, Plagioklas
produziert gewöhnlich

Andalusit, Sillimanit
und Cordierit

18

Granulit

Klinopyroxen, Ortho-

Quarz, Kalifeldspat,

Calcit, Dolomit, Diopsid, Forsterit, Orthopyroxen,
pyroxen, Plagioklas,

Plagioklas, Sillimanit,

Wollastonit, Kalifeld-

Klinopyroxen (Ca-haltig)

Granat, Quarz

Granat, Biotit, Ortho-
spat, Forsterit

19
pyroxen, Cordierit,

(Sapphirin koexistiert

20
mit Quarz in Ultrahoch-
temperatur gesteinen)

Eklogit

Granit, Omphazit,

Phengit, Quarz, Ompha-

Aragonit, Dolomit,

Forsterit, Orthopyroxen, Ultrahochdruck-Coesit

21

Quarz, Kyanit, Rutil,
zit, Granat, Kyanit,

Omphazit, Epidot,

Klinopyroxen (Ca-
ist i. d. R. zu Quarz in

(Coesit in Ultrahoch-

Rutil, (Coesit, Diamant

Quarz, Phengit, Granat,
haltig), Granat
der Gesteinsmatrix
druckgesteinen)

in Ultrahochdruckge-

(Coesit, Diamant in Ul-
umgewandelt, wenn die

22
steinen)

trahochdruckgesteinen)

Gesteine zur Oberfläche
transportiert werden,

23
kann jedoch in Form
von Einschlüssen in
hochfesten Mineralen
wie Granat und Ompha-
zit erhalten sein

2

87

2.3 • Metamorphe Gesteine

Temperatur [˚C]

100

300

500

700

900

Albit-Epidot-

Hornblende-

Pyroxen-

Sanidinit

Hornfels

Hornfels

Hornfels

2

Zeolith

10

4

Epidot-

Granulit

Prehnit-

Pumpellyit

6

20

Amphibolit

8

Grünschiefer

Amphibolit

30

Tiefe [km]

10

Druck [kbar]

40

Blauschiefer

12

14

50

16

Eklogit

60

18

. Abb. 2.37 Aktueller Stand der Aufteilung der metamorphen Fazies in Abhängigkeit von Tiefe bzw. Druck und Temperatur (nach Blatt et al. 2006) Dabei besteht ein direkter Bezug zwischen den Mineralen (und - Hohes Verhältnis von T zu P – beinhaltet Albit-Epidot-Horn-ihrer chemischen Zusammensetzung) mit den metamorphen Be-
fels, Hornblende-Hornfels, Pyroxen-Hornfels und Sanidi-
dingungen – vorgegeben durch Temperatur, Druck und andere Va-
nit-Fazies. Diese Fazies sind gewöhnlich an Kontaktaureolen
riablen wie den Fluidanteil ( P ). Jede metamorphe Fazies kann
oder Xenolithe in mafischen vulkanischen Gesteinen gebun-

H2O
durch charakteristische Minerale und Mineralparagenesen defi-
den.

niert werden. Darüber hinaus können für metamorphe Faziesfelder - Mittleres Verhältnis von T zu P – beinhaltet Zeolith-, Grün-weitere Subfazies unterschieden werden. Für diese gibt es keine
schiefer-, Amphibolit- und Granulitfazies. Diese Fazies sind

Standardisierung.

typisch für Gebiete, in denen eine Regionalmetamorphose

Zwölf Fazies werden derzeit unterschieden (. Abb. 2.37,
stattgefunden hat.

. Tab. 2.14). Sie reichen von der Zeolithfazies (niedriger Druck, - Geringes Verhältnis von T zu P – beinhaltet Prehnit-Pumpel-niedrige Temperatur) bis zur Eklogitfazies (Hochdruck).

lyit-, Blauschiefer- und Eklogitfazies. Diese Fazies sind typisch

Das Erfassen verschiedener Fazies in einer metamorphen Zone
für Gebiete regionaler Metamorphose mit niedrigen geother-
ist ebenso wichtig wie die Identifikation einzelner Sequenzen oder
mischen Gradienten in Subduktionszonen.

Faziesserien, die vorhanden sein können. Dies erlaubt das Erken-
nen der höchsten metamorphen Bedingungen in einem bestimmten

Gebiet (ohne Einfluss der tektonischen Komplexität) und die Einord-
nung in einen Niedrigdruck-, Mitteldruck- oder Hoch druck bereich

(. Abb. 2.38, . Tab. 2.15). Zusätzlich können die verschiedenen me-
tamorphen Fazies in drei umfassende, progradierende Sequenzen im

P/T-Diagramm eingeordnet werden:

88

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.14 Allgemeine Übersicht der charakteristischen Minerale für die Hauptzusammensetzungen der verschiedenen metamorphen Fazies (nach Blatt et al. 2006)

2

Fazies

Mafische Gesteine

Ultramafische Gesteine

Tonsteine

Kalkführende Gesteine

Zeolith

Analcim, Ca-Zeolithe, Prehnit,

Serpentin, Brucit, Chlorit,

Quarz, Tone, Illit, Albit, Chlorit

Calcit, Dolomit, Quarz, Talk,

3

Zoisit, Albit

Dolomit, Magnesit

Tone

Prehnit-

Chlorit, Prehnit, Albit, Pumpel-

Serpentin, Talk, Forsterit,

Quarz, Illit, Muskovit, Albit,

Calcit, Dolomit, Quarz, Tone,

4

Pumpellyit
lyit, Epidot

Tremolit, Chlorit

Chlorit, (Stilpnomelan)

Talk, Muskovit

Grünschiefer

Chlorit, Aktinolith, Epidot oder Serpentin, Talk, Tremolit,

Quarz, Plagioklas, Chlorit,

Calcit, Dolomit, Quarz,

Zoisit, Albit

Brucit, Diopsid, Chlorit,

Muskovit, Biotit, Granat,

Muskovit, Biotit

5

(Magnetit)

Pyrophyllit, (Graphit)

Epidot-

Hornblende, Aktinolith, Epidot Forsterit, Tremolit, Talk, Ser-

Quarz, Plagioklas, Chlorit,

Calcit, Dolomit, Quarz,

6

Amphibolit
oder Zoisit, Plagioklas, (Sphen)

pentin, Chlorit, (Magnetit)

Muskovit, Biotit, (Graphit)

Muskovit, Biotit, Tremolit

Amphibolit

Hornblende, Plagioklas,

Forsterit, Tremolit, Talk,

Quarz, Plagioklas, Chlorit, Musko-

Calcit, Dolomit, Quarz, Biotit,

(Sphen), (Ilmenit)

Anthophyllit, Chlorit,
vit, Biotit, Granat, Staurolith, Kya-

Tremolit, Forsterit, Diopsid,

7

Orthopyroxen, (Magnetit)

nit, Sillimanit, (Graphit), (Ilmenit)

Plagioklas

Granulit

Hornblende, Augit, Ortho-

Forsterit, Orthopyroxen,

Quarz, Plagioklas, Ortho-

Calcit, Quarz, Forsterit,

8
pyroxen, Plagioklas, (Ilmenit)

Augit, Hornblende, Granat,
klas, Biotit, Granat, Cordierit,

Diopsid, Wollastonit, Hu-

Al-Spinell

Sillimanit, Orthopyroxen
mit-Chondrodit, Ca-Granat,

Plagioklas

9

Blauschiefer

Glaukophan, Lawsonit, Albit,

Forsterit, Serpentin, Diopsid

Quarz, Plagioklas, Muskovit, Kar-

Calcit, Aragonit, Quarz,

Aragonit, Chlorit, Zoisit
pholith, Talk, Kyanit, Chloritoid

Forsterit, Diopsid, Tremolit

10

Eklogit

Mg-reicher Granat, Omphazit,

Forsterit, Orthopyroxen,

Quarz, Albit, Phengit, Talk, Kyanit, Calcit, Aragonit, Quarz,

Kyanit, (Rutil)

Augit, Granat

Granat

Forsterit, Diopsid

11

Albit-Epidot

Albit, Quarz, Tremolit,

Serpentin, Talk, Epidot oder

Quarz, Plagioklas, Tremolit,

Calcit, Dolomit, Epidot, Mus-

Aktinolith, Chlorit

Zoisit, Chlorit

Cordierit
kovit, Chlorit, Talk, Forsterit

Hornblende-

12

Hornblende, Plagioklas,

Forsterit, Orthopyroxen,

Quarz, Plagioklas, Muskovit,

Calcit, Dolomit, Quarz,

Hornfels

Orthopyroxen, Granat

Hornblende, Chlorit,

Biotit, Cordierit, Andalusit

Tremolit, Diopsid, Forsterit

(Al-Spinell), (Magnetit)

13

Pyroxen-

Orthopyroxen, Augit, Plagio-

Forsterit, Orthopyroxen,

Quarz, Plagioklas, Orthoklas,

Calcit, Quarz, Diopsid,

Hornfels
klas, (Granat)

Augit, Plagioklas, Al-Spinell

Andalusit, Sillimanit, Cordierit,

Forsterit, Wollastonit

Orthopyroxen

14

Sanidinit

Orthopyroxen, Augit, Plagio-

Forsterit, Orthopyroxen,

Quarz, Plagioklas, Sillimanit,

Calcit, Quarz, Diopsid,
klas, (Granat)

Augit, Plagioklas

Cordierit, Orthopyroxen,

Forsterit, Wollastonit,

15

Sapphirin, Al-Spinell

Monticellit, Åkermanit

16

17

P

( ↑ Hc ↑ )

[kbar]

Sil

12

?

)

18

Hochdruck-Serie

Blauschiefer

Ky

Hd

Hb

(

8

19

Ha

Mitteldruck-Serie

HG

VHG

Druck [kbar]

Barrow

MG

LG

3.75

4

20

VLG

Niedrigdruck-Serie

Abukuma

?

Buchan,

0

21
und

100

400

700

1000

Hornfels-Serie

T[ºC]

22

500˚C

Temperatur [˚C]

a
b

23

. Abb. 2.38 a Ungefähre metamorphe Feldgradienten für die verschiedenen Faziesserien (nach Blatt et al. 2006), b Vereinfachte Übersicht von Druck- und Temperaturfeldern. Temperaturfelder: VLG – sehr niedriger Grad, LG – niedriger Grad, MG – mittlerer Grad, HG – hoher Grad, VHG – sehr hoher Grad; Hoch-druckfelder: Ha – Rand Blauschiefer-Fazies, Hb – Jadeit-Blauschiefer-Fazies, Hc – Glaukophan-Eklogit-Fazies, Hd – Eklogit-Fazies (nach Fry 1984)

2

89

2.3 • Metamorphe Gesteine

. Tab. 2.15 Hauptminerale von Gradkategorien in verschiedenen Temperatur- und Druckfeldern (nach Fry 1984). VLG = sehr niedriger ( very low) Grad; LG = niedriger (low) Grad; MG = mittlerer ( medium) Grad; HG = hoher ( high) Grad; VHG = sehr hoher ( very high) Grad Gradkategorie

Ultramafisch

Basisch magmatisch

Basisch magmatisch

Pelitisch

Mafischer Teil

Ca-Al-reicher Teil

VLG

Serpentin, (Quarz, Magnesit)

Tone, Chlorit,

Zeolithe, Pumpellyit,

Tone, Chlorit, Serizit, Quarz

(magmatische Relikte)

Epidot, Albit

LG

Serpentin, (Talk, Magnesit)

Chlorit, Aktinolith, (Granat)

Epidot, Albit

Muskovit, Chlorit, Quarz, Biotit,

(Granat, Al-reiche Minerale)

MG

Olivin, Talk, (Magnesit,

Hornblende, (Diopsid,

Plagioklas

Muskovit, Biotit, Quarz,

Anthophyllit)

Granat)

(Granat, Al-reiche Minerale)

HG

Olivin, Anthophyllit,

Hornblende, (Diopsid,

Plagioklas

Kalifeldspat, Biotit, Quarz,

Cummingtonit, Enstatit

Granat)

Al-reiche Minerale, (Granat)

VHG

Olivin, Enstatit

Hypersthen, Diopsid,

Plagioklas

Hypersthen und Al-reiche

(Hornblende)

Minerale, (Kalifeldspat, Quarz)

oder

Sapphirin und andere Minerale

Einfache Gefügesymmetrietypen

L
lineares Gefüge

S planares Gefüge

LS gemischtes Gefüge

S

S

L

Formgefüge

Mineralgefüge
von linearen Elementen

Mineralgefüge
von planaren Elementen

. Abb. 2.39 Einfache symmetrische Strukturtypen – Unterscheidung nach planaren und linearen Formen (nach Fry 1984)

90

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher
instabile Konfiguration

Gesteine

2

Die Herkunft von Variationen in Struktur und Zusammensetzung

3
δ
innerhalb metamorpher Gesteine ist komplex und vielfältig und be-

1
inhaltet:

- Prämetamorphe Komplexität – steht in Beziehung zu sedimen-

4
tären, magmatischen oder diagenetischen Prozessen. Diese
resultieren häufig in Variationen in der Zusammensetzung.

- Bildung von Adern ( veining) – kann lokal sein (mit Material

5
vom Ausgangsgestein; Größe variiert von mm bis cm) oder

Abknickung und
regional (mit Zufuhr von anderem Material; Größe variiert
beginnende

6
von 10 cm bis 10 m).

Rekristallisation

- Hydrothermale Aktion/Reaktionszonen – einschließlich me-
tasomatische Zonen (wo Muttergestein durch Fluide alteriert

7
wird) und Reaktionszonen (wo Alteration zur Bildung von

Rekristallisation
neuen Mineralen führt).

- Drucklösung und Schmelzung ( dissolution) – diese kann im

8

Zusammenhang mit lokalen Stressvariationen stehen und be-
inhaltet Materiallösung, Diffusion und Ausfällen. Chemische

9

Faktoren und Stressvariationen beeinflussen, welche Lösung-/

Schmelz-Muster entstehen.

- Deformation – kann die Segregationseffekte verstärken mit

10
erhöhter Komplexität.

11

Die meisten metamorphen Gesteine entstehen in orogenen Gürteln.

In diesen Gebieten sind die Deformationsbeträge und -richtungen
stark variabel, so dass die Analyse metamorpher Gesteine ein Ba-

12
sisverständnis über das Verhalten der Gesteine unter diesen Bedin-
gungen voraussetzt.

Es treten in diesen Gebieten sowohl lineare wie auch planare

13

Strukturen auf (. Abb. 2.39, 2.40 und 2.41):

- lineare Struktur – es gibt eine klare lineare Orientierung,

14

- planare Struktur – es gibt eine klare planare Orientierung,

Rekristallisation

- zufällige Struktur – es gibt keine bevorzugte Orientierung.

15
z Lineare Strukturen

Lineare Strukturen entstehen durch Einregelung von Mineralen und

16

Mineralaggregaten in Richtung der stärksten Streckung des Gesteins,
bei duktiler Verformung. Es können Minerallineationen entstehen

– z. B. eine Anordnung prismatischer Minerale (z. B. Amphibole,

17

Turmaline), meist innerhalb der Foliationsflächen. Eine Ausnahme
ist eine stängelige Struktur (z. B. Stengelgneis), das heißt, dass das

Gestein von linearen Strukturen ohne identifizierbare planare Struk-

18
tur dominiert wird.

19
δ1

20

21

22

23
stabile Konfiguration

. Abb. 2.40 Stabiler und unstabiler Zustand von plattigen Mineralen unter

einfacher kompressiver Spannung (nach Blatt et al. 2006)

. Minerallineation, Monte Rosa Nappe, italienische Alpen (Foto N. Froitzheim)

2

91

2.3 • Metamorphe Gesteine
breite Kyanitstängel
quarzreicher Druckschatten
spiralförmige Inklusionsspur

Biotitschuppen
eines ehemaligen Druckschattens

Einbuchtung am Druckschatten
glimmerreicher

Granat

Bereich

Prehnit entlang eines Risses

Elongation von

Aggregaten (früh)

Elongation einzelner

Körner (spät)

Aktinolith auf Schieferungsoberfläche
eines kalkhaltigen Schiefers

. Abb. 2.41 Geländeskizzen von Mineralmorphologien in metamorphen Gesteinen (nach Fry 1984)

z Planare Strukturen

Planare Strukturen wie Schieferung, Foliation, Scherzonen und

Schichtung sind entweder das Resultat von Deformation oder re-
präsentieren ursprüngliche Erscheinungen, die durch Deformation
überprägt wurden (. Abb. 2.40). Viele der planaren Strukturen in
metamorphen Gesteinen treten senkrecht zur Richtung der größten

Verkürzung auf, da sie durch parallele Anordnungen von flachen

Mineralen begrenzt sind.

Der Winkel zwischen der Foliation und der maximalen kompres-
siven Spannung beträgt zwischen 90° (bei reiner Scherung /pure shear
d. h. eine nicht rotationale Deformation, aber fast nie verwirklicht
in der Natur ) und 45° (bei großem Betrag von einfacher Scherung /
simple shear d. h. eine homogene Deformation). Einfache Scherung
ist häufiger, also wird der Winkel wohl häufiger zwischen 60 und 45°
liegen als bei 90°. Zum Beispiel erhält man bei einer waagerechten

. Foliation (Gneisfoliation), Monte Rosa Nappe, Schweiz (Foto N. Froitzheim)

Überschiebung einen Mylonit mit waagrechter Foliation.

Foliation ist der generelle Begriff für häufig vorhandene, lami- Glattschieferung ( cleavage) ist eine Form der Foliation, die in nierte oder planare Strukturen, die das Gefüge der meisten metamor- feinkörnigen oder niedriggradig metamorphen Gesteinen typisch
phen Gesteine prägen. Charakteristisch für sie ist eine Kombination ist. Gewöhnlich erscheint sie durch eng liegende parallele/subpa-
aus feinskalig wechselnden Mineral agen insgesamt und paralleler oder rallele Ebenen, entlang derer das Gestein sauber bricht, wie bei
subparalleler Anordnung plattiger und länglicher Minerale (normaler- Schiefer. Die Schieferflächen können zwar parallel zur ursprüng-
weise Schichtsilikate). Foliation kann Eigenschaften ihrer sedimentä- lichen sedimentären Schichtung liegen, jedoch schneiden sie diese
ren oder vulkanischen Ursprungsgesteine (z. B. Schichtung) wieder- üblicherweise in einem mehr oder weniger großen Winkel. Ebenso
geben. Die meisten sedimentären Strukturen werden jedoch während ändert sich die Ausrichtung der Schieferflächen bei Materialwech-
der Metamorphose und Deformation zerstört. Bei Foliation, die im sel innerhalb der Schichtenfolge (Schieferungsbrechung). Schie-

Millimeterbereich gefaltet ist, bildet sich eine sogenannte Krenula- ferung kann kontinuierlich oder nur lokal in bestimmten Litho-
tionslineation, die die Anordnung der Faltenachsen nachzeichnet. logien auftreten. Runzelschieferung ( crenulation cleavage) ist ein Ebenso können auf Foliationsflächen längliche Minerale, wie z. B. Am- Typ lokaler Glattschieferung, die während der Krenulation einer
phibole, dadurch so angeordnet sein, dass sie eine Lineation erzeugen. präexistenten Foliation entsteht und parallel zur Achsenfläche der

Allerdings zeigen einige Gesteine Lineation, aber keine Foliation.

Krenulation ist.

92

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Refraktion

Scherzonen

Knickbänder

2

3

4

5

6
a
b
c

7

. Abb. 2.42 Refraktion, Scherzonen und Knickbänder (nach Fry 1984)

8

Gneisstrukturen treten auf, wenn die Foliation eines Gesteins aus
millimeter- bis zentimeter-mächtigen Lagen besteht, in denen Mi-

9
neralverhältnis, Farbe oder Textur variieren, die Gesteine entlang
der Foliation aber nicht leicht brechen. Gneise zerbrechen meist in

Bruchstücke > 1 cm.

10

Granofelsstrukturen beschreiben massige metamorphe Gesteine.

In solchen Gesteinen gibt es keine Foliation, so dass die Minerale und

11

Mineralzusammensetzungen eine ungeregelte Textur aufweisen.

z Deformationsgefüge innerhalb metamorpher Gesteine

12

Gefüge wie Schieferung und Foliation können Variationen in ih-
rer Orientierung innerhalb des Gesteinsverbandes aufweisen

(. Abb. 2.42). Diese Variationen werden u. a. durch Materialwechsel

13
innerhalb der Gesteinsabfolge verursacht. Diese Deformationsstruk-

. Schieferung, Val Trupchun, Schweiz (Bildbreite 20 cm; Foto N. Froitzheim)

turen können folgendermaßen beschrieben werden:

14

- Refraktion oder Brechung – tritt auf, wenn der Grad der

Rauschieferung ( schistosity) ist ein Foliationstyp, der charakte-

Deformation mit dem Materialwechsel (kompetent/nicht kom-
ristisch ist für stärker metamorph überprägte Gesteine, in denen
petent) variiert. Beim Eintritt in eine kompetente Lage wird die

15
mittel- bis grobkörnige, plattige Minerale (Glimmer, Chlorit) leicht

Schieferung zum Lot auf die Grenzfläche hin gebrochen.

identifiziert werden können. Solche Gesteine brechen für gewöhn-

16
lich ungleichmäßig entlang der Schieferungsebenen. Eine Rauschie-
ferung entwickelt sich gut bei einem hohen Anteil bevorzugter Ori-
entierung der Minerale oder Mineralaggregate. Rauschieferung ist

17
unabhängig von der Korngröße. Eine Rauschieferung ist vorhanden,
wenn das Gestein sich bei einer Skala von ≤ 1 cm spaltet.

18

19

20

21

. Schieferungsbrechung, Mittelrheintal (Foto N. Froitzheim)

22

- Knickbänder ( kink bands) – sind eine spezielle Art der Bre-
chung von Foliationsflächen; sie treten in tonigen Schiefern auf

23
und beruhen auf einer seitlichen Einengung, die zur Knickung
führt.

. Rauschieferung

2

93

2.3 • Metamorphe Gesteine
a
b
c

. Abb. 2.43 a Polygonales Gefüge, b Decussat-Gefüge – Kristalle sind hypidioblastisch, prismatisch und zufällig orientiert, c idiotropisches Gefüge – Kristalle sind normalerweise idioblastisch und zufällig orientiert (nach Blatt et al. 2006)

. Scherzone in Sandstein

2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

Bei der Untersuchung metamorpher Gesteine ist das Ziel, die Be-
dingungen und zeitliche Abfolge der Metamorphose zu bestimmen

– und basierend auf diesen Informationen übergeordnete geologi-
sche Ereignisse abzuleiten, die auf regionaler bis lokaler Skala zu
dem Metamorphoseereignis geführt haben. Mögliche Ausprägungen
können folgende sein:

- prämetamorph,

- metamorph – mit Bildung von neuen Mineralen bzw. Altera-
tion von präexistierenden Mineralen,

- metasomatisch – mit chemischem Transport und Mineralneu-
bildung,

- deformationsbedingt.

. Knickbänder, Alpbach, Österreich (Foto K. Wellnitz)

-

Die Mineralogie, die Struktur und das Gefüge metamorpher Ge-

Scherzonen – sind nicht durch den Materialaufbau bedingt;
steine bieten einen wichtigen Anhaltspunkt, der sehr hilfreich ist zur
sie entstehen vielmehr durch Lokalisierung von Scherformung Entschlüsselung der geologischen Geschichte.

in einer plattenförmigen Zone zwischen zwei weniger ver-

Die hohen Temperaturen und Drücke, die während der Meta-
formten Bereichen. In Scherzonen ist die Geometrie nicht vom morphose auftreten, führen zur Ausbildung einer Reihe charakte-

Ausgangsgefüge abhängig, sondern die Deformation führt zu
ristischer Merkmale in den Gesteinen. Das erste Merkmal ist das
einer Reorientierung des ursprünglichen Gefüges parallel zur

Mineralwachstum (häufig nur im Dünnschliff sichtbar), das zweite

Scherfläche.

Merkmal die Ausbildung von linearen Gefügen im Gestein.

z Mineralwachstum

Ein Haupteffekt des Temperaturanstiegs bei der Metamorphose ist das

Wachstum der Korngröße bei den meisten Gesteinen (. Abb. 2.43).

Dieser Prozess ist besonders wichtig bei moderaten Drücken, ohne
den Einfluss von Scherbeanspruchung (bewirkt die Reduktion der

Korngröße) und den Einfluss von Fluiden. Die Zufuhr von Wär-
meenergie führt zur (Auf)lösung von kleineren Körnern und durch

Stofftransport zum Wachstum anderer Körner (in kristallografischer

94

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Geländezeichnungen von Druckschatten, Drucksäumen und

. Tab. 2.16 Typische pseudomorphe Minerale (nach Fry 1984)

Kornformen (alle Beispiele anhand von Granat)

Substituierte

Häufige Substitution

Weniger verbreitete

2

Minerale

(die häufigste in

Substitutionen
kursiv)

3
a
b
c
d

Plagioklas

Epidotgruppe

Lawsonit

Epidot

Plagioklas

Pumpellyit

Zeolithe

Zeolithe

Prehnit

4

(Prehnit)

(manchmal + Albit

(Hydrogrossular in

(Lawsonit)

oder Hellglimmer)

Serpentiniten)

e
f
g

5

Olivin

Serpentin

Talk

Chlorit
a. Quarz-Druckschatten in Glimmerschiefer

6
b. Drucksäume, parallele Fasern (Amphibol)

Pyroxen

Amphibol
c. bärtige Druckschatten oder -säume

Chlorit
d. rotierte Drucksäume

Amphibol

Chlorit

Biotit

7
e. normale Körner gleicher Größe; gleichförmiges Korngefüge
f. leicht elongierte Körner; gerichtetes Korngefüge

Granat

Amphibol
g. zerbrochene und auseinandergezogene Körner

Biotit

Chlorit

Chlorit + Serizit

8

Kyanit

Serizit

Kyanit

. Abb. 2.44 Geländeskizzen von typischen metamorphen Gefügen (nach

Andalusit

Hellglimmer

Andalusit

9

Blatt et al. 2006)

Sillimanit

Sillimanit

Feldspat (K oder Na)

Hellglimmer

Abfolge, z. B. epitaxisches Wachstum, d. h. beim Aufwachsen von

Topas

Serizit

10

Kristallen, das mindestens einer kristallographischen Orientierung
entspricht, der Orientierung des kristallinen Substrates). Das Phä-

Staurolith

Chlorit + Hellglimmer

Chlorit

Cordierit

Chlorit + Serizit

11
nomen wird als annealing bezeichnet und beinhaltet:

-

Chloritoid

Biotit + Hellglimmer
einen Anstieg mittlerer Korngrößen und

- die Ausbildung von polygonalen Strukturen in fast monomi- Periklas Brucit

12
neralischen Gesteinen (z. B. Quarzit, Marmor, metamorphem

Blauer Amphibol

Eine Matte von

Dunit).

Jadeitischer Pyroxen faserigem grünen
oder graugrünem

13

Polygonale Strukturen sind typischerweise fünf- oder sechskantige

Amphibol

Körner mit großen Dreifachverzweigungen, in denen die Korngren-

14
zen in ca. 120°-Winkeln zusammentreffen. In Gesteinen, in denen
die Minerale über ausgeprägte Ungleichkörnigkeit verfügen (z. B. - Granoblastisch – die Kristalle sind etwa gleichkörnig und es

Amphibolite, glimmerreiche Gesteine), kann Decussat-Gefüge (d. h.

sind keine Porphyroblasten vorhanden.

15

Gefüge mit ungeregelten, miteinander verwachsenen, elongaten oder - Poikiloblastisch – hier beinhalten die Porphyroblasten zahl-
tafeligen Mineralen) entstehen (wegen annealing), obwohl Dreifach-
reiche kleine Einschlüsse von Matrixmineralen (z. B. Quarz,

16
verzweigungen (oft nicht in einem Winkel von 120°) immer noch

Ti-Oxide) – vermutlich wegen schnellen Wachsens des Por-
üblich sind.

phyroblasten. Mikrogefüge (z. B. Mikrofalten und Foliationen)

können auch präserviert sein.

17
z Wachstum von Porphyroblasten

- Pseudomorphe Minerale – dies sind sekundär gebildete Mi-

Minerallösung und -wachstum fördern die Bildung von diagnostisch
nerale, die das Ausgangsmineral ersetzt haben (die chemische
wichtigen Porphyroblasten (. Abb. 2.44). Diese vergleichsweise gro-

Zusammensetzung von beiden gleicht sich; . Tab. 2.16). Das

18
ßen Kristalle sind die metamorphen Pendants der Einsprenglinge

Vorkommen solcher Pseudomorphe markiert einen zeitlichen
in magmatischen Gesteinen. Porphyroblasten sind selten in mono-

Zusammenhang zwischen zwei geologischen Stufen – die erste,

19
mineralischen Gesteinen zu finden (z. B. Marmor), und dort, wo sie
in der das Mineral gebildet und die zweite, in der es durch
vorkommen, sind es stets Kristalle von detritischen Nebengemeng-
andere Minerale ausgetauscht (pseudomorphisiert) wurde.

teilen (z. B. Porphyroblasten von Granat in Quarziten). Sie wachsen - Augen – Porphyroblasten mit einer bestimmten Zusammen-

20
aufgrund einer geringen Keimbildungsrate. Einzelne Mineralkörner
setzung, bei denen es sich ursprünglich um ein einzelnes Korn,
nennt man Blasten, Gefügearten, in denen Blasten charakteristisch
einen Kristall oder Klasten gehandelt hat. Sie bilden einen
sind, werden mit -blastisch als Endsilbe bezeichnet. Die Entwick-
äquidimensionalen Kern, umhül t von einem gestreiften Agg-

21
lungsphasen der Blasten werden mit folgenden Begriffen beschrieben:

-
regat von kleineren Mineralkörnern, deren Zusammensetzung
idioblastisch – frei gewachsen und wohlgeformt,
der des Kerns entspricht.

22

- hypidioblastisch – mittlere Kristalausbildung,

-

Minerale mit kompositionaler Differenzierung aufgrund von
xenoblastisch – irreguläre Kristal bildung.

Druckschatten (z. B. ellenbogen- oder schwanzartig) können
wie Augen aussehen (. Abb. 2.45). In solchen Fällen ist das

23

Die spezifische Anordnung der Blasten im Gestein bildet ein cha-
mineralogische Kernmaterial anders als das Material in den
rakteristisches Gefüge aus. Folgende Begriffe sind von Bedeutung:

-

Druckschatten und somit einfach zu unterscheiden von Augen.

Porphyroblastisch – hier sind die Kristalle (Porphyroblasten)

- Boudins – Hierbei handelt es sich um Zonen, die weniger De-
deutlich größer als die Matrix.

formation als ihre Umgebung ausgesetzt waren. Die Strukturen

2

95

2.3 • Metamorphe Gesteine

Porphyroblastisch

Granoblastisch

Poikiloblastisch

Porphyroklastisch
a
b
c
d

. Abb. 2.45a–d Geländeskizzen von Granaten zeigen Druckschatten, Säume und Kornabdrücke (alle Beispiele sind Granate). a Quarzdruckschatten in Glimmerschiefer, b Druckfransen ( pressure fringes) mit parallelen Fasern (Amphibol), c fransenartige Druckschatten, d rotierte Druckschatten. (Nach Fry 1984) sind kontinuierlich lateral gestreckte Schichten, bei denen die
z Bestimmung des zeitlichen Ablaufes

Einschnürungen ( boudinages) während des Dehnungsprozes-
der Metamorphose/Deformation mithilfe
ses entstanden sind.

von Porphyroblasten

Einschlüsse in Porphyroblasten ergeben sowohl wertvolle Informati-
onen bei der Betrachtung der relativen Zeitabfolge von metamorphen
und tektonischen Ereignissen als auch über die Prozesse des Mine-
ralwachstums und der Deformation von Mineralen (. Abb. 2.46).

Diese Prozesse können in vier Hauptgruppen dargestel t werden:

1. Prätektonische Kristalle – diese bilden sich erkennbar vor der

Deformation und sind durch eine Krümmung der Foliation um
die Kristalle erkennbar. Es kommt teilweise vor, dass die Kristalle
einer Extension ( boudinage) entlang der Foliationsfläche unter-
zogen werden.

2. Syntektonische Kristalle – Das Wachstum dieser Kristalle ge-
schieht gemeinsam mit der Deformation. Die Kristalle können

Rotationen des Gesteins von 180ůnd mehr belegen (markante
spiralförmige Einschlussspuren im Kristall) und werden als

Schneeballgefüge bezeichnet (gut ausgebildete „Schneebälle“
sind auf Granatporphyroblasten beschränkt). Ebenso können
manche Porphyroblasten starr sein und durch ihr Wachstum

. Augengneis, Österreich (Skala 16 cm; Foto N. Froitzheim)

die allmähliche Zerstörung der Foliation speichern, während an-
dere Porphyroblasten in die entstehenden Falten hineinwachsen.

Faltenmuster, die in Porphyroblasten als Spurenmuster erhalten
sind, werden helizitische Falten genannt.

3. Posttektonische Kristalle – diese Kristalle wachsen nach Be-
endigung der Deformation und bilden Kristal strukturen, die
über bestehende Verformungen (Foliation, Falten) wachsen.

Einschlussmuster sind fortlaufend und haben dieselbe Struktur
wie die umgebende Gesteinsmatrix. Foliationen sind daher nicht
um die Porphyroblasten abgelenkt.

4. Intertektonische Kristalle – die Kristalle wachsen während oder
nach einem früheren Deformationsereignis und geben Auskunft
über diese frühere Deformation.

z Reduktion der Korngröße (Mylonitisierung)

Entgegen der gängigen Tendenz der Vergrößerung der Körner wäh-
rend der fortschreitenden Metamorphose existieren zahlreiche wich-
tige Gesteine, die durch Kornverkleinerung geformt wurden (sog.

. Boudin, Pohorje, Slowenien (Skala 2,5 cm; Foto N. Froitzheim)

kataklastische Gesteine, . Abb. 2.47). Diese Gesteine mit typischer

96

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
starker Foliation und bisweilen geschichtet (Kompositionsschich-
prätektonisch
tung) werden üblicherweise in Gebieten mit starker Scherzonende-
formation gefunden. In solchen Zonen sind sie oft mit Störungen (oft

2

Überschiebungen) assoziiert. Der Großteil der Reduktion/Verkleine-
rung die Minerale ist auf plastische Deformation oder Rekristallisa-

3
tion zurückzuführen. Die initiale Deformation ist oft spröde und as-
soziiert mit der Entstehung von Störungsbrekzien. Mit zunehmender

Deformation und steigenden Temperaturen innerhalb des Systems

4
kann Rekristallisation zu kleineren Kristallen stattfinden. Charak-
teristisch ist die Ausbildung von augenförmigen Porphyroklasten.

Mylonite sind Gesteine, die sich bei durchdringender duktiler De-

5
a
formation bilden (bei hohen Temperaturen und Drücken). Mylonite
sind feinkörnig oder ungleichkörnig. Der Grad der Deformation ist
syntektonisch

6
vergleichbar mit der von Kataklase oder Granulation – beides sind
spröde Deformationsprozesse, die bei oberflächennahen Bedingungen
stattfinden. Bei Myloniten können größere Kristal körner der durch-

7
dringenden Deformation entgehen; diese werden Porphyroklasten
genannt. Diese Körner können Augen gleichen; es kann aber eine

Differenzierung auftreten, das heißt, dass sich die Zusammensetzung

8
des Kerns und der umgebenen Druckschattenminerale unterscheiden.

Mylonite sind durch eine ausgeprägte Fließstruktur gekennzeich-

9
net, eine durchdringende Schieferung, die von Materialwechsel im

Lagenbau begleitet werden kann. Mylonite können anhand der pro-
zentualen Verteilung der größeren Kornanteile klassifiziert werden in:

10

- Protomylonit – > 50 % makroskopisch sichtbare Porphyroklas-
ten; schwach verformt,
b

-

11

Mylonit – 10–50 % Porphyroklasten mit Durchmesser

> 0,2 mm; stark verformt,
posttektonisch

- Ultramylonit – < 10 % Porphyroklasten < 0,2 mm im Durch-

12
messer; extrem stark verformt.

Durch Reibungswärme, die bei Erdbeben an Bruchflächen entsteht,

13
kann sich Pseudotachylit bilden. Dies ist ein dunkles, aphanitisches

Gestein, vergleichbar in seiner Erscheinung mit vulkanischem Glas,

14
das sich gewöhnlich in Form von kleinen Gängen zeigt (< 1,0 cm breit).

15
c

16
intertektonisch

17

18

19

20

. Mylonit, Moine-Überschiebung, Schottland (Foto N. Froitzheim)

21

. Abb. 2.46a–d Beispiele für Matrix-Porphyroblasten-Verhältnisse. Matrixfolia-
tionen gekennzeichnet mit durchgezogener Linie, Einschlussspuren in Porphy-
roblasten gekennzeichnet mit gestrichelter Linie. a Prätektonische Porphyro-

22
blasten, die vor der Foliationsbildung über ungeordnet orientierte Matrix körner
wachsen. Das rechte Korn wurde in vier Teile zerbrochen und aufgeweitet.

23
b Syntek tonische Kristalle, gewachsen während der Deformation c Posttektoni-
d
sche Kristalle, die nach der Deformation über vorhandene Foliationen wachsen.

d Intertektonische Porphyroblasten, welche sich zwischen oder nach einem
früheren Deformationsereignis (oder mehreren Ereignissen) gebildet haben
und Informationen hierzu liefern können. (Nach Philpotts und Ague 2009)

2

97

2.3 • Metamorphe Gesteine

STÖRUNGSGESTEINE
kohäsiv
nicht kohäsiv 1

Schieferung stark

Schieferung schwach oder nicht vorhanden
tonreicher
tonarmer

Mylonit 2
kohäsiver Kataklasit

Pseudotachylit
inkohäsiver Kataklasit
inkohäsiver Kataklasit

Ultramylonit
kohäsiver Ulktrakataklasit

Störungsmehl
inkohäsiver Ulktrakataklasit 4

Mesomylonit
kohäsiver Mesokataklasit 3
inkohäsiver Mesokataklasit 3

Protomylonit
kohäsiver Protokataklasit 3
inkohäsiver Protokataklasit 3

Augenmylonit

Phyllonit

1.inkohäsiv (nicht bindig, bröckelig, unzementiert): kann mit Fingern oder mit dem Taschenmesser in Komponentenkörner zerbrochen werden.

2. kohäsiver und Foliation aufweisender Kataklasit ist im Gelände nicht von einem Mylonit zu unterscheiden.

3. grobkörniger Kataklasit kann auch als ‚Verwerfungsbrekzie‘ bezeichnet werden (mit dem Präfix kohäsiv oder nicht-kohäsiv).

4. inkohäsiver sehr feinkörniger Ultraklasit kann auch als Störungsmehl bezeichnet werden.

Anmerkung: Die inkohäsiven Gesteine können in Folitation aufweisende und keine Foliation aufweisende Varietäten unterteilt werden.

. Abb. 2.47 Organogramm zur Klassifikation von mechanisch deformierten Gesteinen (nach Schmid et al. 2007)

2.3.5 Identifikation von metamorphen
nehmende Grad der Metamorphose in der allmählichen Auslöschung

Gesteinen
der ursprünglichen Sedimentgefüge oder der vulkanischen Förder-
strukturen.

Es gibt drei Hauptgruppen von metamorphen Gesteinen, basie- z Schieferungstyp
rend auf dem Ursprungsgestein – klastische Sedimentgesteine (z. B. Der Schieferungstyp beinhaltet zudem einen Anhaltspunkt für den

Tonsteine, Sandsteine), kalkige Gesteine (z. B. Kalksteine, Dolomit) Grad der Metamorphose:

und mafische oder intermediäre vulkanische oder pyroklastische - Niedriggradmetamorphose – Glattschieferung,

Gesteine (z. B. Basalte, Andesite, Dazite). Weitere metamorphe Ge- - Mittelgradmetamorphose – Rauschieferung,
steinstypen, deren Zugehörigkeit nicht in den oben genannten Grup- - Hochgradmetamorphose – Gneisfoliation.

pen liegt, beinhalten Quarzite, Granulite (Granofels), Serpentinite,

Skarn und Mylonite. Der Bereich der Texturen und Minerale, die z Mineralogie
bei der Metamorphose entstehen, verändert sich entsprechend des Die Mineralogie beinhaltet wichtige Informationen über die Beschaf-

Protoliths des Ursprungsgesteins (. Abb. 2.48).

fenheit der Protolithe und in manchen Fällen auch des prämetamor-

Metamorphe Gesteine sol ten auf der Basis der direkt sichtbaren phen Milieus. Der Aufbau bestimmter Mineralzusammensetzun-

Bestandteile (bevorzugt der mesoskopischen Ebene, wo es nötig ist, gen beinhaltet zudem eindeutige Informationen über den Grad der
auch der mikroskopischen) benannt werden – speziell Textur, Struk- Metamorphose, maßgeblich bei der Aufteilung von metamorphen
tur und Mineralogie.

Gesteinen basierend auf bestimmten Fazies.

z Gefüge

Das Gefüge (einschließlich der Korngröße) beinhaltet oft einen wich-
tigen Anhaltspunkt für Intensität (Grad) und Typ der Metamorphose.

Hochfein gekörntes Gestein wird normalerweise in Arealen mit Nied-
riggradmetamorphose gefunden oder an Orten, die in Verbindung
mit oberflächlicher Kontaktmetamorphose stehen. Gesteine, die sich
unter regionalen metamorphen Bedingungen gebildet haben, weisen
im Allgemeinen eine Zunahme der Korngröße auf, wobei die Zu-
nahme oft den Grad der Metamorphose widerspiegelt (somit spielt
die Zusammensetzung auch eine Rolle). Zusätzlich resultiert der zu-

98

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Schritt 1: Verfügt das Gestein eher über
eine klare metamorphe Mikro- und/oder

2

Mesostruktur als die eines sedimentären
oder magmatischen Protolithen?

3

Nein

Benenne das Gestein auf Grundlage des Aus-

4

Ist eine protolithische

Ja

Bezeichnung angemessen?

gangsgesteines (Protolith), z.B. Metagabbro,

Metaarkose. Ergänze, falls zutreffend, struktu-
relle und/oder mineralogische Präfixe.

5

Nein

Füge das Suffix ‚it‘ an den Mineralnamen an,

6

Schritt 2: Kann aufgrund einer der folgenden Grün-

Ja
z.B. Granatit, Biotit. Ergänze, falls zutreffend,
de eine spezifische Bezeichnung verwendet werden:

strukturelle und/oder mineralogische Präfixe

1. Das Gestein besteht zu >75% aus einem Mineral.

(z.B. schiefriger Biotitit).

7

2. Der Mineralgehalt und/oder die Struktur des Ge-
steins passt zu einer bestimmten Bezeichnung.

Wähle eine Bezeichnung, z.B. Amphibolit, Ek-

3. Der Kontext und/oder die Genese des Gesteins

8
logit, Tonschiefer, Blastomylonit, Hornfels, Im-
passt zu einer bestimmten Bezeichnung.

paktit. Ergänze, falls zutreffend, struktu-
relle und/oder mineralogische Präfixe (z.B.

gneissartiger Amphibolit, kyanitischer Eklogit).

9

Nein

10

Schritt 3: Weist das Gestein Schieferung auf?

11

Ja

Nein

12

Schritt 4: Ist die Schieferung gut entwickelt,
entweder gleichförmig über das gesamte Ge-
stein oder in sich wiederholenden Zonen?

13

Nein

Ja

14

Das Gestein hat eine

Das Gestein hat eine

Das Gestein hat eine

15
schiefrige Struktur.

gneissartige Struktur.

granofelsische Struktur.

16

Das Gestein ist ein Schiefer. Füge

Das Gestein ist ein Gneis. Füge

Das Gestein ist ein Granofels.

die charakterisierenden Minerale
die charakterisierenden Minerale

Füge die charakterisierenden

17
als Präfix hinzu (z.B. Granatglimmer-
als Präfix hinzu (z.B. Biotit-Feld-

Minerale als Präfix hinzu (z.B.

schiefer).

spat-Gneis).

Diopsid-Olivin-Granofels).

18

. Abb. 2.48 Benennung eines metamorphen Gesteins. Nach Schmid et al. (2007)

19

20

21

22

23

2

99

2.3 • Metamorphe Gesteine

2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

Varietäten:

- Andalusit-Cordierit-Hornfels – Porphyroblasten aus Andalusit
z Kontaktmetamorphismus
und/oder Cordierit-Pyroxen-Hornfels – Porphyroblasten aus
k Knotenschiefer ( spotted slate)

Pyroxen, Andalusit und/oder Cordierit; Hochtemperatur-Kon-
taktgebiet
k Marmor ( marble)

. Knotenschiefer (Skala 2,2 cm)

Farbe: schwarz, purpur, grün, grau mit dunklen Flecken

Textur: feinkörnig, ähnlich wie Tonschiefer

Struktur: Glattschieferung

Mineralogie: Aufgrund der Korngröße ist es schwer, individuelle Mi-
nerale zu erkennen; Tonmineralien (Chlorit, Kaolinit, Illit), Quarz,

Glimmer. Bisweilen Porphyroblasten von Cordierit oder Andalusit

(durch Kristallneubildung)

Vorkommen: niedriggradige Metamorphite; Ausgangsgesteine sind

Tonsteine
k Hornfels (hornfels)

. Marmor

Farbe: weiß oder grau, viele andere Farben möglich (inkl. schwarz,
rot, grün – oft gestreift, geflammt oder fleckig)

Textur: mittel- bis grobkörnig, massig

Struktur: sedimentäre Strukturen (z. B. Schichtung) können präser-
viert sein. Bei niedriggradiger Metamorphose können auch Fossilien
vorhanden sein.

Mineralogie: überwiegend Calcit (bis zu 99 %), auch Dolomit, bis-
weilen Olivin, Amphibol, Chlorit, Serpentin, Tremolit, Glimmer,

Epidot, Graphit, Plagioklas, Pyrit oder Quarz

Vorkommen: entsteht durch den Metamorphismus von Kalkstein
um magmatische Intrusionen. Lateral ist Marmor oft mit Kalkstein
korrelierbar. Assoziiert mit Hornfels

. Hornfels (Skala 2,2 cm)

Farbe: gefleckte Erscheinung, verschiedene Farben, einschließlich
schwarz, blau, grau und grün

Textur: fein- bis mittelkörnig (manchmal mit Porphyroblasten)

Struktur: oft massig, selten primäre Strukturen zu erkennen

Mineralogie: feinkörnige Grundmasse mit Porphyroblasten (Cor-
dierit, Andalusit, Pyroxene, Biotit, Granate, Sillimanit)

Vorkommen: Hochtemperaturgestein, typisch für Gebiete von Kon-
taktmetamorphismus

100

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
k Skarn ( skarn)

k Phyllit ( phyllite)

2

3

4

5

6

7

8

. Skarn (Skala 2,2 cm)

. Phyllit (Skala 2,2 cm)

Farbe: schwarz, braun, grau, oft sehr variabel

Farbe: oft grünlich/gräulich mit einem charakteristischen Sei-

9

Textur: fein- bis grobkörnig
denglanz auf den Schieferungsflächen

Struktur: Minerale oft in Lagen, Knollen oder Linsen konzentriert

Textur: fein- bis mittelkörnig. Gut entwickelte Schieferung (aufgrund

Mineralogie: überwiegend Calcit, bisweilen Olivin, Serpentin, Gra- der blättrigen Minerale); bisweilen Porphyroblasten

10
nate, Pyroxene und Sulfide

Struktur: kleine Falten (wellenförmiges Gefüge) sind oft vorhanden

Vorkommen: ein vererztes Kalksilikatgestein, das am Kontaktge- Mineralogie: Chlorit und/oder Muskovit (Serizit), auch Quarz, Feld-11
biet zwischen Granit (manchmal Syenit oder Diorit) und Kalkstein späte, Biotit, Graphit, Epidot und Granate
entsteht; Elemente (Si, Mg, Fe) aus dem Magma migrieren in den Vorkommen: niedriggradige Metamorphite; Ausgangsgesteine sind

Kalkstein und bilden Silikatminerale und manchmal Erze
tonige Gesteine; oft übergehend in Glimmerschiefer

12
z Metamorphite – Regionaler Metamorphismus
k Glimmerschiefer ( schist)

k Tonschiefer ( slate)

13

14

15

16

17

18

19

. Glimmerschiefer mit Granat (Skala 2,2 cm)

Farbe: grün oder gräulich (Chloritschiefer), grau oder weiß, manch-

20

. Tonschiefer (Skala 2,2 cm)

mal reflektierend (Muskovit/Serizitschiefer); bräunlich oder schwarz,

Farbe: verschiedene Farben, inkl. grau, schwarz, blau, grün und manchmal reflektierend (Biotitschiefer)

braun

Textur: fein- bis mittelkörnig; Biotit- oder Muskovitschiefer können

21

Textur: feinkörnig
grobkörnig sein

Struktur: blättrig (Glattschieferung)

Struktur: oft wellenförmig, blättrig oder schuppig

22

Mineralogie: Aufgrund der Korngröße ist es schwer, individuelle Mi- Mineralogie: normalerweise Muskovit und Quarz, wenig Feld-
nerale zu erkennen; Tonmineralien (Chlorit, Kaolinit, Illit), Quarz, späte, aber abhängig von der Schieferart (z. B. können auch Chlo-

Glimmer. Bisweilen Porphyroblasten von Pyrit
rit, Muskovit/Serizit, Biotit, Granate, Hornblende usw. vorhanden

23

Vorkommen: niedriggradiges Metamorphgestein. Regionalmeta- sein); Porphyroblasten ebenfal s manchmal vorhanden (z. B. Albit
morph-Alteration von feinkörnigen klastischen Sedimenten (Ton- in Chloritschiefer)

stein, Siltstein) oder feinkörnigen Tuffen; Schiefertone quellen im Vorkommen: Feinkörnige Sedimente sind die Ausgangsgesteine

Wasser, Tonschiefer jedoch nicht
für Chloritschiefer (niedriggradige Metamorphite); bei höherem

2

101

2.3 • Metamorphe Gesteine

Metamorphosegrad von den gleichen Ausgangsgesteinen entstehen Farbe: grau, schwarz, braun, manchmal fast weiß

Muskovit-(Serizit-)Schiefer, oft assoziiert mit Phylliten und Chlo- Textur: mittel- bis grobkörnig
ritschiefern; wenn Sandsteine die Ausgangsgesteine sind, entstehen Struktur: massig, bisweilen schwache Bänder (dickschiefrig – wie

Quarz-Muskovit-Schiefer
glimmerfreie Gneise)

Mineralogie: abhängig vom Ausgangsgestein – typisch sind Pyro-

Varietäten:

-
xene, Sillimanit, Kyanit, Granate, Biotit, Hornblende, Quarz und

Biotitschiefer – oft braun/schwarz, reflektierend. Biotit ist ein

Feldspäte. Handelt es sich beim Ausgangsgestein um einen Ton stein,

Indexmineral für regionalen Metamorphismus

-
beinhalten die Granulite Feldspäte, Quarz, Pyroxene, Spinel , Cor-

Granat-Glimmerschiefer – mit Granatporphyroblasten (bis
dierit und manchmal Granate.

Zentimetergröße), typisch für regionalen Metamorphismus

-

Vorkommen: Hochtemperatur/Hochdruck-Gesteine

Staurolithschiefer – hochgradig metamorphes Gestein mit

Staurolith-Porphyroblasten
k Eklogit ( eclogite)

k Grünschiefer ( greenschist)

. Eklogit (Skala 2,7 cm)

Farbe: grün, bisweilen rötlich

Textur: mittel- bis grobkörnig, hohe Dichte

. Grünschiefer (Skala 2,2 cm)

Struktur: strukturlos/massig, manchmal dickschieferig. Bisweilen

Porphyroblasten (Granate, Pyroxene)

Farbe: grün

Mineralogie: Pyroxene und Granate. Nebengemengteile sind Rutil,

Textur: feinkörnig

Kyanit, Hornblende, Plagioklas und Quarz

Struktur: Schieferung

Vorkommen: assoziiert mit Peridotiten und Serpentiniten. Auch als

Mineralogie: Chlorit, Epidot, Talk, Amphibole (Aktinolith), Glau- Xenolithe oder Linsen (km-Durchmesser)

kophan, Nebengemengteile sind Quarz und Muskovit

Vorkommen: Ausgangsgesteine sind feinkörnige Sedimente
k Quarzit ( quartzite)

Varietäten:

- Talkschiefer – weicher Grünschiefer, sehr gut spaltbar, fühlt
sich fettig an

- Chloritschiefer – oft grün, bisweilen Albit- oder Chlori-
toid-Porphyroblasten

- Glaukophanschiefer – dunkelfarbig durch hohen Anteil von

Glaukophan, Hochdruckmetamorphit
k Granulit ( granulite)

. Quarzit (Skala 2,2 cm)

Farbe: weiß, grau, kann auch rötlich sein

Textur: mittel- bis grobkörnig

Struktur: massig/strukturlos, aber primäre Sedimentstrukturen kön-

. Granulit
nen präserviert sein

102

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Mineralogie: Quarz, bisweilen Feldspäte oder Glimmer

Farbe: gebändertes Gestein mit hellen (weiß, grau, rosa) und dunk-

Vorkommen: Ausgangsgesteine sind Sandsteine; oft assoziiert mit len Bändern
anderen Metamorphiten (z. B. Marmor, Phyllit)

Textur: mittel- bis grobkörnig

2

Struktur: Bänder können rauschiefrig oder gneisartig sein. Die Bän-
k Gneis ( gneiss)

der sind nicht regulär (wie in Gneis), sondern weisen Deformationen

3
auf (manchmal sehr komplex). Augen bisweilen vorhanden

Mineralogie: Feldspäte, Biotit, Quarz, bisweilen Amphibole und

Granate; Granitlinsen können vorhanden sein

4

Vorkommen: typisch für Gebiete von mittel- und hochgradigem

Metamorphismus. Assoziiert mit Graniten. Entstehung kann durch

Teilaufschmelzen (Anatexis) oder Injektion von Schmelzmaterial in

5
den Metamorphitkomplex stattfinden.

6
k Amphibolit ( amphibolite)

7

8

9

. Gneis mit Augen

10

Farbe: alterierend hellfarbige Bänder mit dunkleren Bändern

Textur: mittel- bis grobkörnig, helle Bänder sind massig, dunkle Bän-

. Amphibolit

11
der können foliiert sein

Struktur: geschichtete gneisartige Struktur, mit Bändern > 1 cm, Farbe: schwarz, grau, graugrün, dunkelgrün, grün
schwache bis deutliche Rauschieferung

Textur: mittel- bis grobkörnig (manchmal feinkörnig)

12

Mineralogie: helle Bänder beinhalten Feldspäte und Quarz, wäh- Struktur: oft strukturlose und massige Gefüge, Foliation oder Raurend dunkle Bänder Glimmer (Muskovit, Biotit) und Hornblende schieferung können vorhanden sein (aber oft schlecht entwickelt
beinhalten; bisweilen Granate, Epidot, Pyroxene, Sillimanit, und wegen mangelnden Glimmers). Manchmal mit Porphyroblasten

13

Cordierit

Mineralogie: Hornblende, Plagioklas, Chlorit, Epidot, Pyroxene,

Vorkommen: Hochtemperaturprodukt, sowohl assoziiert mit Gra- Granate (wo P > 5 kbar)

14
niten/Pegmatiten als auch mit Migmatiten, Ausgangsgesteine sind Vorkommen: Entstehen durch Metamorphismus von basischen

Magmatite (Orthogneise) und Sedimente (Paragneise)

Magmatiten

Varietäten: Augengneis – mit Feldspat-Porphyroblasten oder Feld-

15
spat-/Quarz-Aggregaten
k Serpentinit ( serpentinite)

16
k Migmatit, Anatexit ( migmatite, anatexite)

17

18

19

20

21

22

. Serpentinit (Skala 2 cm)

Farbe: graugrün, grün, schwarz. Oft gebändert oder gefleckt mit un-

23

. Migmatit (Foto kristallin.de / M. Bräunlich)

regelmäßigem Farbbild

Textur: mittel- bis grobkörnig, kompakt/massig, auch faserig oder
blättrig. Manchmal leichte Rauschieferung erkennbar

2

103

2.4 • Sedimentgesteine

Struktur: oft gebändert/gestreift, häufig Adern/Flecken/Streifen von
men als auch aus Material aus organischen Prozessen gebildet.

Serpentinmineralen

Beispiele: Karbonate (Kalksteine, Dolomite), Kohle, Phosphate,

Mineralogie: Serpentinminerale (Chrysotil, Antigorit). Nebenge-
einige Cherts,
mengteile: Olivin, Pyroxene, Amphibole, Glimmer, Granate, Chro- - Chemische (d. h. authigene) Sedimente – durch direkte Aus-
mit, Magnetit. Calcit ist oft vorhanden
fäl ung von kristallinem Material aus übersättigten Fluiden.

Vorkommen: Entstehen durch sekundäre Alteration (Serpentini-

Beispiel: Evaporite.

sierung) von ultrabasischen Magmatiten (überwiegend Peridotit).

Häufig in Linsen innerhalb von Metamorphiten

Die am häufigsten vorkommenden Sedimentgesteine sind Tonsteine

(63 % aller Sedimentgesteine), größtenteils als Resultat der Verwit-
terung von magmatischen und metamorphen Gesteinen, wobei die

2.4 Sedimentgesteine
wesentlichen Komponenten (80 % Silikate) bei Oberflächenbedin-
gungen instabil sind und zu Tonmineralen umgewandelt werden.

Sedimentgesteine bilden sich bei niedrigen Temperaturen und Drü- Sandsteine (20–25 %) und Karbonate (10–15 %) sind weit weniger
cken an oder nah der Erdoberfläche durch die Akkumulation von häufig; ihr wirtschaftlicher Wert kann jedoch nicht unterschätzt

Partikeln (Sedimenten) oder durch die Ausfäl ung aus einer Lösung, werden: z. B. liefern Sandsteine als Speichergesteine ca. 50 % unse-
was zu einer breiten Unterteilung in klastische (aus Partikeln gebil- rer Erdöl- und natürlichen Gasressourcen sowie den größten Teil
dete) und nichtklastische (aus Ausfäl ung oder organischem Ma- des Grundwassers.

terial gebildete) Gesteine führt (. Abb. 2.49). Detaillierter können

Sedimentation wird erzeugt aus der Interaktion von:

diese in ihre wesentlichen Komponenten unterteilt werden:

-

- Sedimentzufuhr – Menge an zugeführtem Sediment in das

Terrigene (d. h. siliciklastische/klastische) Sedimente –

Ablagerungssystem; diese Menge kann variieren hinsichtlich

Sedimente, die durch detritische Komponenten (z. B. Mine-

Volumen, Zusammensetzung und Lieferrate. Diese Variationen
rale, lithische Fragmente, Fossilfragmente) aus existierenden
hängen vom Klima (hauptsächlich Temperatur und Nieder-
magmatischen und metamorphen Gesteinen und Sedimentge-
schlag), dem Chemismus gelöster Stoffe und des Beckens sowie
steinen gebildet werden. Beispiele: Konglomerate, Sandsteine,
der Tektonik und Geologie des Grundgesteins des Herkunfts-

Siltsteine und Tonsteine,

-
gebiets ab.

Vulkanoklastische (d. h. vulkanogene/pyroklastische)

- Sedimentaufarbeitung – der Grad der Aufarbeitung des

Sedimente – in vulkanischen Gebieten gebildete Sedimente;

Sediments durch physikalische, chemische und biologische
in erster Linie ein Ergebnis von Transport und Ablagerung in-

Prozesse.

nerhalb vulkanischer Eruptionsgebiete. Beispiele: vulkanische

- Verfügbarer Platz – die Menge zur Verfügung stehenden Rau-

Asche, Tuff, Agglomerate,

-
mes für potenzielle Sedimentansammlung (kontrolliert durch

Biogene (d. h. bioklastische/organische) Sedimente – werden
tektonische Prozesse und Meeresspiegeländerungen – sowohl
sowohl aus den Skelettschalen und -fragmenten von Organis-
eustatische (d. h. global) als auch relative (d. h. lokal).

SEDIMENTGESTEINE
klastisch
nicht klastisch
vulkanoklastisch
terrigen klastisch

Karbonate

Andere

Evaporite

Tuffe

Tonsteine

Kalksteine

Kohle

Ignimbrite

Sandsteine

Eisensteine

Konglomerate

Phosphate

Si-haltige Ablagerungen

Mineralkörner
lithische Fragmente
biogenes Material
chemische Ausfällungen

Verschiedene Gesteine

Verschiedene Gesteine

Verschiedene Gesteine

Verschiedene Gesteine
können
können Bruchstücke von
können
können

Quarz

Kalksteinen

Schalen

Karbonate

Hellglimmer

Tonsteinen

Skelettmaterial

Chloride

Feldspat
vulkanischen Gesteinen

Pflanzenbruchstücke

Sulfate

Calcit
metamorphen Gesteinen

Algen/Bakterien

Silica
etc.

Feuersteinen

Knochen
etc.

etc.

etc.

enthalten.

enthalten.

enthalten.

enthalten.

HAUPTKOMPONENTEN

. Abb. 2.49 Hauptbestandteile von Sedimentgesteinen (nach Nichols 2009)

104

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

. Abb. 2.50 Ein Beispiel von mehreren ternären

1

Klassifizierungsdiagrammen für Sandsteine

QUARZ+ FEUERSTEIN

(nach McBride 1963)

Quarzarenit

2

5

5

Subarkose Sublitharenit

3

25

25

4
lithische

Subarkose

5

50

50

Litharenit

6

Arkose

25

25

7
lithische

Feldspat-

Arkose

Litharenit

8
instabile

FELDSPAT
lithische

10

25

50

10

10

Fragmente

9

10

2.4.1 Unterscheidung von

2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

Sedimentfaziestypen

11

Bei der Untersuchung solche Gesteine ist das Ziel, die Ablagerungs-

Aufgrund der Tatsache, dass sie an oder nahe an der Erdoberfläche bedingungen (z. B. Energie des Ablagerungsmilieus, Sedimentzu-
gebildet werden, sind Sedimente und Sedimentgesteine weit ver- fuhr) und die zeitliche Abfolge der Ablagerung zu bestimmen – und

12
breitet. Die Beschreibung von Sedimenten und Sedimentgesteinen basierend darauf ein Ablagerungsmodell zu rekonstruieren.

dient als Grundlage zur Rekonstruktion der Ablagerungsräume, in
denen sie gebildet worden sind. Eine detailliertere Analyse (häufig z Zusammensetzung

13
im Labor) erlaubt uns, die diagenetische Entwicklung der Gesteine Erste Beschreibungen von klastischen Sedimenten können entwe-
zu rekonstruieren (also wie die Sedimente in Gesteine umgewan- der basierend auf ihrer Zusammensetzung oder ihrer Korngröße

14
delt wurden). Demnach sind Beobachtungen an Sedimentgesteinen vorgenommen werden. Unterteilungen hinsichtlich der Zusammen-
skalenabhängig und je nach Größenordnung extrem unterschied- setzung beruhen größtenteils auf den Prozentanteilen der Haupt-
lich – um unsere Kenntnis zu maximieren, ist es notwendig, so viele komponenten – in der Regel Quarz, Feldspat und lithischen Frag-

15

Informationen wie möglich zu sammeln, z. B.:

-
menten (. Abb. 2.50). Diese Endglieder bilden ein Dreieck, wobei

Meterskala – Kartierung von Sequenzen und Fazies,

-
die verschiedenen Felder unterteilt und benannt sind (Anmerkung:

16

Kilometerskala – grobskalige Kartierung kleinskalig definierter hierfür steht eine große Vielzahl an Diagrammen zur Verfügung).

Fazieseinheiten (z. B. Sequenzstratigraphie – eine Methode
der stratigraphischen Korrelation von Sedimentgesteinen
z Korngröße

17
basierend auf Sedimentationsmustern aufgrund geänderter

Hinsichtlich der Korngröße wird eine dreifache Unterteilung ver-

Meeresspiegelzyklen).

wendet, die die klastischen Gesteine unterteilt in:

- Kies und Konglomerat – Körner (Klasten) > 2 mm im Durch-

18

Eine Gesteinfazies ist ein Gesteinskörper mit spezifischen Charak-
messer,
teristika (z. B. Farbe, sedimentäre Strukturen, Lithologie), der sich - Sand und Sandstein – Körner zwischen 2 mm und 1/16 mm

19
im Idealfall als ein Resultat von prozessgesteuerten Bedingungen

(0,063 mm) im Durchmesser,

(z. B. durch eine Turbiditströmung) oder innerhalb einer bestimmten - Mud (Silt und Ton) – Körner < 0,063 mm im Durchmesser.

Umgebung (z. B. in einem Korallenriff) gebildet hat. Fazies können

20
in Faziesassoziationen zusammengefasst werden (oder in eine Fa- Dieses Basisschema kann weiter unterteilt werden nach DIN EN
ziessequenz, in der eine Fazies auf eine andere Fazies folgt), wenn ISO 14688 oder dem Udden-Wentworth-Schema (. Abb. 2.51).

eine genetische Beziehung zwischen den Fazies angenommen wird,

Die Korngröße eines Sediments hängt stark von der Energie des

21
oder in Subfazies unterteilt werden. Im Allgemeinen können Sedi- Transportmediums ab (. Abb. 2.52). Grobkörnige Konglomerate er-mente gemäß der Lithofazies unterteilt werden, mit lithologischen fordern ein höheres Maß an Transportenergie als feinkörnige Sande.

22

Hauptmerkmalen, oder Biofazies, bei denen Fossilien eine wichtige Die Korngröße kann auch stromabwärts abnehmen – bezogen auf

Rolle spielen. Der Ausdruck Mikrofazies wird für Fazies verwen- die Transportdistanz. Darüber hinaus kann sich dies in der Entwick-
det, die auf der Basis von Beobachtungen in kleinem Maßstab (z. B. lung der Gradierung widerspiegeln, fal s sich die Energie (die Fließ-

23

Dünnschliff) bestimmt werden.

stärke) des Transportmediums verändert (. Abb. 2.53):

- normale Gradierung – Abnahme in der Korngröße nach oben

(Abnahme in der Fließgeschwindigkeit, z. B. Abnahme des

Gefälles),

2

105

2.4 • Sedimentgesteine

- inverse (reverse) Gradierung – Zunahme in der Korngröße
nach oben (Zunahme in der Fließgeschwindigkeit, z. B. be-
mm
schleunigender Fluss),

-12

Blöcke

-8

200

-7

Steine

63

-6
grob

-5

20

-4

Kies
mittel

-3

6,3

-2
fein

2

-1
grob

0

0,63

1

. Inverse Gradierung, Almeria, Spanien

-

Sand
mittel

2
coarse-tail-Gradierung – Abnahme in der Korngröße nach

0,2
oben – aber nur die grobkörnigen Klasten, sonst bleibt die

3

Korngröße eher konstant.

fein

0,063

4
grob

5

0,02

6
mittel

Silt

7

0,0063

8
fein

0,002

9

10

Ton

11

12

. Abb. 2.51 Korngrößeneinteilung der Sedimente und Sedimentgesteine

. Normale Gradierung, Usbekistan (Skala 10 cm)

nach DIN EN ISO 14688 und Udden und Wentworth. Die logarithmische

Skala in φ-Einheiten wird vor allem für die Verarbeitung großer Mengen

Veränderungen in der Strömungsstärke können mit Veränderungen von Korngrößendaten verwendet. (φ = −log d, mit d = Korndurchmesser in

2
in der Korngröße einhergehen und charakteristische Muster in Se- Millimetern). (Nach Stow 2006; Blatt et al. 2006)

dimenteinheiten bilden:

- Kornvergröberungssequenz/-abfolge ( coarsening-upward) – der ungefähr zwei Drittel der Körner einschließt. Sedimente können Korngröße nimmt in einer Abfolge von Ablagerungen ab,

-
auch beschrieben werden als:

Kornverfeinerungssequenz/-abfolge ( fining-upward) – Korn-

- unimodal – eine einzige dominante Korngröße (z. B. mittel-
größe nimmt in einer Abfolge von Ablagerungen zu.

körniger Sand),

- bimodal – zwei dominante Korngrößen (z. B. 30 % Kie-
z Kornsortierung
sel + 70 % feinkörniger Sand).

Hierbei handelt es sich um eine Beschreibung der Verteilung der

Korngrößen (Klastengrößen) innerhalb eines Sediments in Be- z Kornform
zug auf die Herkunft und den Transportverlauf des Sediments Diese ist durch zwei Merkmale definiert – Rundungsgrad und Sphä-

(. Abb. 2.54). Wo das ursprüngliche Sediment viele verschiedene rizität (. Abb. 2.55). Der Rundungsgrad ist ein Maß dafür, wie gut Korngrößen enthält, erfordert es einen längeren Transportweg sowie gerundet ein Korn ist, während Sphärizität ein Maß dafür ist, wie
erhöhte Bewegung innerhalb des Flusses, um den Grad der Sortie- sehr das Korn in seiner Form an eine Kugelform angenähert ist. Zu-
rung zu erhöhen. Schlechte Sortierung spiegelt tendenziell eine kurze sammen definieren diese beiden Aspekte die Kornform.

Transportdistanz und/oder schnelle Ablagerung wider.

Die Korngrößenverteilung ist normalerweise als der Bereich (in
ϕ-Einheiten, wobei ϕ− = −log d, d. h. Durch messer in mm) gegeben,

2

106

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Ton

Silt
sehr

Fein-
fein
fein mittel grob
sehr
grob
kies

Kies

Steine

Blöcke

2

3

Erosion von verfestigtem

EROSION UND TRANSPORT

4

5

Erosion von Sand und Feinkies

Ton

6

T ALS BODENFRACHT

Ablagerung der Bodenfracht

7

TRANSPOR

Erosion von nicht verfestigtem Ton

Fließgeschwindigkeit [cm/s]

ABLAGERUNG

8
t

9

TRANSPORT IN SUSPENSION

10

11

Ablagerung der Suspensionsfrach

12

Korngröße [mm]

13

. Abb. 2.52 Das Hjulström-Diagramm zeigt die Beziehung zwischen der Geschwindigkeit einer Wasser strömung und dem Transport von losen Körnern. So-14
bald ein Korn sich abgelagert hat, erfordert es mehr Energie, um es wieder in Bewegung zu bringen, als wenn es bereits in Bewegung ist. (Nach Nichols 2009) 15

16

17

18

19

20

21

Normalgradierung

Inversgradierung

Abnahme der Korngröße

Zunahme der Korngröße

22
in einer Schichtabfolge
in einer Schichtabfolge

. Abb. 2.53 Normale und reverse Gradierung in einzelnen Ablagerungen. Kornverfeinerungs- und Kornvergröberungsmuster in einer Abfolge von Ablage-23
rungen. (Nach Stow 2006; Nichols 2009)

2

107

2.4 • Sedimentgesteine
sehr gut sortiert
gut sortiert
mäßig sortiert
schlecht sortiert
sehr schlecht
sortiert

. Abb. 2.54 Vergleichsschaubilder zur visuellen Abschätzung der Sortierung in Sedimenten. Sortierungsbeschreibung gemäß Folk 1968. (Nach Jerram 2001) annähernd
gut gerundet
gerundet
annähernd
gerundet
eckig
eckig
sehr eckig
geringe Sphärizität
hohe Sphärizität

. Abb. 2.55 Abbildung zur Schätzung und zum Vergleich von Rundungs- und Sphärizitätsgraden (nach Pettijohn et al. 1987)

z Sedimentreife
enthalten gröbere Klasten innerhalb einer feiner-körnigen Matrix

Reife in einem Sediment wird festgestel t durch die Transportdis- und können unterteilt werden in:

tanz und die Menge an Energie in dem System (. Abb. 2.56). Die - matrixgestützte Konglomerate (Parakonglomerate) – die Sedimentreife spiegelt die Textur und Zusammensetzung von einer
einzelnen Klasten berühren sich nicht,

Sedimenteinheit wider.

- Strukturelle Reife – ist ein Maß dafür, wie sehr das Material
sich im Vergleich zum Ausgangsmaterial verändert hat. Sie
kann definiert werden als der Grad an Sortierung und Run-
dung sowie als der Prozentanteil an vorhandenem Ton.

- Kompositionelle (mineralogische) Reife – ist ein Maß für den

Prozentanteil stabiler Minerale im Sediment. Der Anteil an

Quarz innerhalb eines Sandsteins wird häufig als Maß für die
kompositionelle Reife verwendet.

z Beschreibung klastischer Sedimente – Konglomerate
und Brekzien

Ein Sedimentgestein, bei dem die einzelnen Körner oder Klasten
größer als 2 mm im Durchmesser sind, wird bei gerundeten Kör-
nern als Konglomerat bezeichnet, bei eckigen Körnern als Brekzie

(. Tab. 2.17). Mischungen aus gerundeten und eckigen Klasten
werden als brekziöse Konglomerate bezeichnet. Konglomerate

. matrixgestütztes Konglomerat, Niedeggen (Skala – 2,5 cm)

108

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Tongehalt

Sortierung

Klastenform

2

3

< 15% (Arenit)

< 0.5 (gut sortiert)

gerundet
sehr reif

4

> 15% (Wacke)

> 0.5 (schlecht sortiert)

eckig

5

6
unreif
annähernd reif
reif

7

. Abb. 2.56 Fließdiagramm zur Bestimmung der Reife eines terrigenen klastischen Sediments oder Sedimentgesteins (nach Nichols 2009)

8

. Tab. 2.17 Typen von Konglomeraten und Brekzien (nach Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

9

Konglomerate

Extraformationelle Konglomerate/

Verwitterung und Erosion, Ablagerung durch Wasser/Eis und Massenströme
und Brekzien

Brekzien (polymiktisch, monomiktisch)

10

Intraformationelle Konglomerate/Brek-

Frühdiagenetische Fragmentierung, Ablagerung durch Wasser/Eis und Massen-
zien (meist monomiktisch)

ströme

11

Vulkanoklastische

Pyroklastische Konglomerate/Brekzien

Explosive Vulkanausbrüche (sowohl magmatische als auch phreatische Ausbrüche),

Konglomerate

Ablagerung durch Fallablagerung und pyroklastische Ströme
und Brekzien

12

Autoklastische Brekzien

Zerbrechen viskoser, teilweise erstarrter Lava durch kontinuierliche Fließbewegung

Hyaloklastische Brekzien

„Zerspratzen“ von heißer, zusammenhängender Lava durch Kontakt mit Wasser, Eis
oder wassergesättigtem Sediment

13

Epiklastische Konglomerate/Brekzien

Aufarbeitung von zuvor abgelagertem vulkanischem Material

14

Kataklastische

Bergsturz- und Rutschungsbrekzien

Zerbrechen von Gesteinen durch Zugspannung und Stoßwirkung während

Brekzien

Rutschungen und Stürzen von Gesteinsmassen

Tektonische Brekzien (Störungs-, Fal-

Zerbrechen von spröden Gesteinen durch tektonische Bewegungen

15
tungs- und Scherungsbrekzien)

Impaktbrekzien

Zerbrechen von Gesteinen durch Meteoriteneinschlag

16

- klastengestützte Konglomerate (Orthokonglomerate) – die Des Weiteren spielt die Klastenzusammensetzung eine wichtige

17
einzelnen Klasten stehen in Kontakt miteinander.

Rolle bei der Beschreibung von Konglomeraten. Klasten können in-
traformationell (Sedimentquelle innerhalb des Beckens und somit
gleichaltrig) oder extraformationell (Sedimentquelle außerhalb des

18

Beckens und somit älter) sein. Die Klastenzusammensetzung ist ein
wichtiger Aspekt beim Studium von Konglomeraten, weil sie wert-

19
volle Informationen über die Sedimentherkunft oder Quelle liefern

(man nehme wahllos eine Stichprobe und identifiziere hundert kies-
große Körner innerhalb einer jeden Einheit). Nach der Zusammen-

20
setzung werden zwei Hauptunterteilungen vorgenommen:

- monomiktisch – hauptsächlich Klasten einer mineralogischen

Zusammensetzung,

21

- polymiktisch – Klasten mit vielen verschiedenen mineralogi-
schen Zusammensetzungen.

22

Die jeweilige Zusammensetzung eines Geröl s oder Konglomerats
hängt von einer Anzahl Faktoren ab, einschließlich:

23

- Lithologie und Klima des Liefergebiets,

- ursprünglicher Größe der Fragmente,

- Transportdistanz.

. klastengestütztes Konglomerat, Niedeggen (Skala – 2,5 cm)

2

109

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.57 Nomenklatur für Zusammenset-
zungen von terrigenen klastischen Sedimenten

KIES

( kursiv) und Sedimentgesteinen ( fett). (Nach

Kies

Nichols (2009)

Konglomerat

80
sandiger Kies
sandiges

Konglomerat

% Kies
toniges, sandiges
toniger Kies

Konglomerat
toniges
toniges, sandiges

Konglomerat

Konglomerat
kiesiger

Sand
kiesiger

30

Sandstein
kiesiger Ton
kiesiger, toniger Sand
kiesiger Tonstein
kiesig, toniger Sandstein

5

TON 10

50

90

SAND

% Sand

Ton
sandiger Ton
toniger Sand

Sand

Tonstein
sandiger Tonstein
toniger Sandstein

Sandstein

1.0

Achse
kurze c-Achse
lange a-Achse
scheibenförmig/abgeflacht
gleichkörnig

0.66
mittlere
b-Achse
c
a
b
c
rhältnis Durchmesser mittlere/lange Ve
flachstängelig
stabförmig/
stängelig

0

0.66

1.0
a
b

Verhältnis Durchmesser kurze/mittlere Achse

. Abb. 2.58 a Hauptachsen bei Klasten, b Vier Endglieder werden zur Beschreibung der Klastenform verwendet – gleichkörnig, stabförmig, scheibenförmig und flachstängelig (nach Tucker 1991)

Die einzelnen Klasten innerhalb des Sediments werden abhängig von Einzelne Klasten können darüber hinaus in Folge des Transports
der Klastengröße als Fein- bis Grobkies, Steine und Blöcke klassifi- dachziegelartig angeordnet sein (. Abb. 2.59). Dachziegellagerung ziert. Die Sedimente können weiter klassifiziert werden hinsichtlich ( imbrication) liefert somit wertvolle Information über die Strö-
des Prozentanteils an enthaltenem Ton und Sand (. Abb. 2.57).

mungsrichtung (. Tab. 2.18).

Eine detailliertere Analyse könnte sich auf die Klastenform

(festgelegt durch Brucheigenschaften der verschiedenen Litholo-
gien sowie Transportdistanz und -energie) fokussieren (. Abb. 2.58).

110

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.59 Beziehung zwischen Dachziegellagerung und Fließrichtung

(nach Nichols 2009)

Fließrichtung

Dachziegellagerung

2
der Klasten

3

4

5

. Tab. 2.18 Dachziegellagerung und Orientierung von Partikeln in verschiedenen Arten von Sedimentablagerungen (nach Boggs 2009)

6

Ablagerung

Richtung und Winkel der Klastenüberlagerung

Klastenorientierung

Fluviatile Kiese

Schrägschichtung fällt mit Winkeln zwischen 10 und 30°

Vorwiegend senkrecht zur Fließrichtung, selten auch

7
stromaufwärts ein
parallel zum Strom

Glaziale Ablagerungen

Dachziegellagerung schlecht ausgeprägt

Bevorzugte Orientierung verläuft parallel zum Verlauf des

8

Eisfließens

Lahare

Dachziegellagerung sehr schlecht ausgeprägt; das Einfal-

Variabel; Orientierungen können parallel, aber auch senk-

9
len zeigt in einem sehr flachen Winkel stromaufwärts
recht zum Fließen auftreten

Schuttströme

Schwache Einregelung mit niedrigem Einfallen stromauf-

Leichte Tendenz zur Orientierung parallel zum Strom
wärts

10

Turbidite

Einfallen stromaufwärts mit ca. 10°

Orientierungen parallel zum Strom sind dominant

11

Strandkies

Einfallen in Richtung Meer

Variabel; Orientierungen reichen von parallel bis senkrecht
zum Strandverlauf

12
genaue Zusammensetzung hängt sehr stark von der Energie der

Ablagerungsumgebung ab, die die Sedimentreife stark beeinflusst.

13

Höher energetische Umgebungen begünstigen die Anreicherung
von Quarz.

14

Sandsteine können nach den Verhältnissen der drei Hauptkom-
ponenten Quarz, Feldspat und lithische Fragmente sowie anhand des

Prozentanteils an toniger Matrix klassifiziert werden.

15
z Beschreibung klastischer Sedimente – Silte und Tone

16

Die feinkörnigsten Sedimente, hauptsächlich in niedrigenergetischen

Umgebungen abgelagert, sind Silte (4–62 mm) und Tone (< 4 mm).

Erstere können in grob, mittel, fein und sehr fein unterteilt werden

17

(. Abb. 2.61). Die gröberen Siltkörner sind gerade noch mit blo-
ßem Auge erkennbar, während feinerer Silt von Ton unterschieden
werden kann, indem eine kleine Menge Silt zwischen den Zähnen

18
zermahlen wird. Silt fühlt sich „sandig“ an und knirscht zwischen

. Dachziegellagerung, Almeria, Spanien (Skala 2,5 cm)

den Zähnen, während Ton sich „glatt“ anfühlt.

19

Ton und Tonsteine sind eine Kombination von Ton und Silt
z Beschreibung klastischer Sedimente – Sandsteine

(. Tab. 2.20). Sind die Gesteine deutlich spaltbar (d. h. eine starke

Sande und Sandsteine sind Sedimente bzw. Gesteine, bei denen die Tendenz besitzen, in eine Richtung zu brechen, parallel zur Schich-

20
einzelnen Korngrößen zwischen 2 mm und 63 mm rangieren. Diese tung), bezeichnet man diese als Tonschiefer. Die Spaltbarkeit kann
können weiter unterteilt werden in sehr fein, fein, mittel, grob und sehr variabel sein, bedingt durch Unterschiede in der Herkunft der
sehr grob (

Tonminerale (Bioturbation und Diagenese).

21

. Abb. 2.60, . Tab. 2.19).

Sandkörner werden hauptsächlich durch die Verwitterung und

Tonminerale sind Schichtsilikate (Phyllosilikate) und beinhalten:

Erosion älterer Gesteine gebildet:

- Kaolinit – wird im Allgemeinen in Bodenprofilen in war-

22

- detritische Mineralkörner – Quarz, Feldspat, Glimmer,
men, humiden Umgebungen gebildet, wo saure Wässer durch

Schwerminerale etc.,

-

Grundgestein-Lithologien wie Granit sickern,
lithische Fragmente – Fragmente existierender Gesteine.

- Montmorillonit – gehört zu der Smektitgruppe, ist ein Produkt

23
eher moderater Temperaturbedingungen in Böden mit neutra-

Weitere Mineralkomponenten können sich in situ bilden (z. B.

lem bis basischem pH-Wert,

Zemente) und werden als authigene Minerale bezeichnet. Diese - Illit – wird am häufigsten in Böden in gemäßigten Gebieten
können auch biogener Herkunft sein (z. B. Fossilfragmente). Die
mit eingeschränkter Versickerung gebildet,

2

111

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.60 Klassifizierung von Sandstein (nach

Pettijohn 1975)

Tonstein

Wacke

Arenit

Quarzwacke

Feldspat führende

75

Wacke

5

Quarz

Quarzarenit

5
lithische

Subarkose

25

25

Wacke

Grauwacke

Sublitharenit

Anteil Matrix

Arkose

50

15

Litharkose

Arkose-

Arenit

Litharenit
zunehmender %-

Feldspat

50

0
lithische Fragmente

. Tab. 2.19 Typen von Sandsteinen (nach Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Siliciklastische

Quarzsandsteine oder Arenite (Quarzarenite)

Kompositionell reife Sedimente; mind. 90 % Quarz vorhanden

Sandsteine/Arenite

Feldspat führende Sandsteine oder Arenite

Kompositionell wenig reife bis unreife Sedimente; selektive Erhaltung von

(Arkose, wenn Feldspat > 25 %)

mind. 10 % Feldspat bei kurzem Transport bzw. rascher Ablagerung

Gesteinsbruchstücke führende Sandsteine

Kompositionell wenig reife bis unreife Sedimente; selektive Erhaltung
oder Arenite (Litharenite)

von mind. 10 % Gesteins bruch stücken bei kurzem Transport bzw. rascher

Ablagerung

Tonige Sandsteine oder Arenite (Wacken/

Unreife Sedimente; feinkörnige Matrix (> 15 %) detritischer oder diageneti-

Grauwacken, auch matrixreiche Sandsteine)

scher Herkunft

Karbonatreiche

Kalksandsteine

Sandsteine mit Quarz und anderen detritischen Körnern zusammen

Sandsteine
mit 10–50 % Karbonaten als Partikel und/oder Karbonatzement

Sandige oder quarzreiche Kalksteine

Kalksteine (> 50 % Karbonate) mit bis zu 50 % Quarz oder anderen detriti-
schen Körnern

Pyroklastische

Glastuffe

Glasige vulkanische Scherben

Sandsteine (Tuffe)

Gesteinsbruchstücke führende Tuffe

Klasten aus Lava und zuvor vorhandenen Nebengesteinen

Kristalltuffe

Idiomorphe/hypidiomorphe Kristalle (meist Quarz und Feldspat)

Andere Sandsteine

Glaukonitische Sandsteine

Häufig (> 4 %) Glaukonitkörner (authigene Fällung in marinen Schelfgebieten)

Kohle führende Sandsteine

Häufig (> 4 %) Partikel/Fragmente reich an organischem Kohlenstoff (z. B.

Braunkohle, Steinkohle)

-

Glimmer führende Sandsteine

Häufig (> 4 %) Glimmerminerale (meist detritischer Muskovit)

Chlorit – bildet sich üblicherweise in Böden mit moderater
z Beschreibung klastischer Sedimente – Kalk-

Versickerung unter ziemlich sauren Grundwasserbedingungen
und Dolomitgesteine (Dolomite)

und in Böden in ariden Klimaten.

Karbonatgesteine und Sedimente sind überwiegend biogener Her-
kunft (z. B. Skelettschalen, -fragmente, Kalk ausscheidende Algen)

Feinkörnige Gesteine können hinsichtlich ihrer Korngröße nach den durch Karbonatausfäl ung, gekoppelt an biochemische Prozesse

Verhältnissen der Hauptkomponenten (Ton, Sand, Silt) klassifiziert (. Tab. 2.21). Laut Definition ist jedes Sedimentgestein mit > 50 %
werden. Ebenfal s von Interesse ist ein auf der Zusammensetzung Calciumcarbonat ein Kalkstein, während es sich bei Dolomitgestein
basierendes Klassifikationsschema, welches zwischen ton-, karbonat- (Dolomit) um ein Magnesiumkarbonatgestein handelt.

und quarzreichen Komponenten unterscheidet.

Karbonatproduktion ist hauptsächlich (jedoch nicht ausschließ-
lich) auf tropische und subtropische Gebiete begrenzt. Die meisten

112

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

50%

2
e des Kiesanteils

3

10% Zunahm

0
toniger

Kies

4

Ton

Ton

Geröll führender

5

T

75
on

6
sandig
nanteils
siltiger Ton

To
tonig

7

Zunahme des

25
siltiger
sandig

Sand
toniger

8

Silt

0
siltiger

Geröll führender Silt

Sand
sandiger

Sand

9

Silt

50

Silt

50%

10
f

Ölschieferreihe C

Silt
ihe

+ sapropelischer

11

Kohlere

C

Zunahme an organischem Kohlenstof

Ölschiefer

+ humitischer

12

20%

Braunkohle

1% an organischem Material reiche Sedimente

Schwarzschiefer

13

Öl-

Ton
schiefer

14

Tone

Schwarz-
schiefer

75

Ton

15

Mergel
kieseliger

Tonanteils

16

Zunahme des
kieseliger

Mergel

Schlämme25

Mergel

T

17
on
kalk.

kalkig
kieselig
kieselig

18
kalkiges
kalkig
biogenes Material

50
kies.

19
kieseliges
biogenes Material

20

21

. Abb. 2.61 Klassifizierung von Peliten hinsichtlich ihrer Korngröße und Zusammensetzung (nach Stow 2006)

22

23

2

113

2.4 • Sedimentgesteine

. Tab. 2.20 Klassifizierung von Tonsteinen (nach Blatt et al. 2006; Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Siliciklastische Pelite

Tonstein (> 2/3 Ton)

Feinkörnige Pelite

(terrigene/klastische

Pelite)

Siltstein (> 2/3 Silt)

Grobkörnige Pelite

Argillit, Tonschiefer, Phyllit

Subtypen beruhen auf zunehmendem Metamorphosegrad; Argillit (gering) bis Phyllit

(Glimmerschiefer)

(hoch)

Gemischt siliciklas-

Mergel

Biogene kalkige Pelite bis pelitische Schreibkreide oder Kalksteine
tisch-biogene Pelite

Kieseliger Tonstein

Biogene kieselige Pelite bis unreine Kieselsediment

Kieseliger Mergel

Gemischt biogene kalkige und kieselige Pelite

Geröll führende Pelite

Glazigener Diamiktit

Chaotische, massige Einheit; Merkmale deuten auf gletscherbezogene Ablagerung

(z. B. glaziomarin, glaziolakustrin oder subglazial) hin

Debrit

Chaotische, weitgehend strukturlose, massige Einheit; Merkmale deuten auf subaeri-
sche oder subaquatische Ablagerung aus Schuttströmen hin

Mélange

Chaotische, massige Einheit mit exotischen und übergroßen Klasten in feinkörnigen

Matrix, mit oder ohne tektonischer Zerscherung

Andere Typen

Schwarzschiefer

Feinklastisches Sediment mit > 1 % organischen Kohlenstoff

Roter Tiefseeton

Tiefseeton abgelagert unterhalb der Karbonat-Kompensationstiefe

. Tab. 2.21 Typen von Karbonatgesteinen (nach Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Kalksteine (CaCO

Unterteilung aufgrund von:

Karbonatpartikel gebildet durch primäre chemische

3
dominiert)

Korngröße:

Fällung, durch biogene Ausscheidung, als Bruchstücke

Kalkrudit > 2 mm
von Kalkskeletten und durch Erosion von vorhandenen

Kalkarenit 0,063–2 mm

Karbonatgesteinen

Kalklutit < 0,063 mm

Zusammensetzung (nach Folk):

Oosparit, Oomikrit

Pelsparit, Pelmikrit

Biosparit, Biomikrit

Intrasparit, Intramikrit

Biolithit, Dismikrit

Ablagerungsgefüge (nach Dunham):

Grainstone, Packstone Wackestone, Mudstone, Boundstone,

Floatstone, Rudstone, Bafflestone, Bindstone, Framestone

Dolomit CaMg(CO )

Unterteilung aufgrund des Grades der Dolomitisierung:

Die meisten Dolomite bilden sich durch teilweise oder

3 2

< 10 % Dolomit: Kalkstein
vollständige Verdrängung von Kalksteinen; können früh-

10–50 % Dolomit: dolomitischer Kalkstein
diagenetisch in evaporitischen Umgebungen vorkommen,

50–90 % Dolomit: kalkiger Dolomit
bilden sich aber meist bei tieferer Versenkung während der

> 90 % Dolomit: Dolomit
späteren Diagenese

Kalksteine bilden sich in Küstenbereichen und flachmarinen Um- Innerhalb des calcitischen Kristallgitters können andere Ionen (z. B.

gebungen. Darüber hinaus bilden sich Karbonate auch in Höhlen, Magnesium) das Calcium ersetzen:

Quellen, Böden, Seen und in tiefmarinen Bereichen. Weil ein großer - Niedrig-Mg-Calcit = < 4 % Mg (stabilste Form),

Anteil der Karbonatpartikel organischer Herkunft ist, ist die Häu- - Hoch-Mg-Calcit = 11–19 % Mg (rekristallisiert mit der Zeit zur
figkeit von Kalksteinen an das Vorkommen von Phytoplankton am

Niedrig-Mg-Form).

Beginn der Nahrungskette gebunden. Die Anwesenheit von Phyto-
plankton steht in Verbindung mit der Tiefe der Lichtdurchdringung Andere Minerale, die das Calciumion im CaCO ersetzen können,

3
in Meerwasser, wobei das meiste Licht in der obersten photischen beinhalten Sr (Strontianit) und Mg (Dolomit).

Zone (bis in ca. 10 m Tiefe) absorbiert wird. Der größte Anteil der

Karbonate werden sowohl aus Körnern gebildet (Allocheme), als

Karbonatproduktion ist begrenzt auf die sogenannte Karbonatfabrik auch aus calciumcarbonatischer Tonmatrix (Mikrit), und/oder aus (bis zu ca. 15 m Tiefe).

einem groben calcitischen Zement (Sparit). Hinsichtlich ihrer Tex-

Aus mineralogischer Sicht handelt es sich bei Calciumcarbonat tur können sie klastischen Sedimenten ähnlich sein (z. B. Rundung
entweder um Calcit (trigonale Form) oder Aragonit (orthorhom- der Körner, Sortierung) oder chemischen Ausfäl ungen (ineinander
bische Form). Da Aragonit bei Temperaturen und Drücken der verzahnten Kristallen) näher liegen, oder einer Mischung beider

Erdoberfläche instabil ist, rekristallisiert es mit der Zeit zu Calcit. Formen. Auch können sie eine Vielzahl biologisch gebildeter Struk-

114

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Sparitische allochemische

Mikritische allochemische

Kalksteine

Kalksteine

2
weniger als

Mudstone

10 % Komp.

3
schlammgestützt
mehr als

4

10 % Komp. Wackestone

Intraklasten

Intrasparit

Intramikrit

5
komponenten-
gestützt

Packstone

6

Ooide

Ablagerung nicht gebunden

Oosparit

Oomikrit

7
ohne Mikrit und
primäre Komponenten sind während der
komponenten-

Grainstone

8
gestützt

9

Bioklasten
primäre Komponenten

Biosparit

Biomikrit

Boundstone
sind gebunden

10

11
keine Ablagerungs-

Peloide
strukturen erkennbar
kristallin

Pelsparit

Pelmikrit

12

13
matrix-

Floatstone
gestützt

14

Ablagerung

15
von Kompo-

Mikritischer Kalkstein

Dismikrit

Biolithit
nenten > 2 mm

Rudstone

> 10% Körner > 2 mm gestützt

16
primäre Komponenten sind während der nicht biogen gebunden

. Abb. 2.63 Klassifikation der Kalksteine nach der Zusammensetzung (nach

Folk 1962)

17

Organismen
turen aufweisen (z. B. Stromatolithe). Hinsichtlich ihrer Korngröße
wirken als

Bafflestone
können Karbonate in drei Haupttypen unterteilt werden:

Sedimentfänger

- Kalkrudit (äquivalent zum Konglomerat) – Körner > 2 mm im

18

Durchmesser,

Organismen

Ablagerung

- Kalkarenit (äquivalent zu Sand) – Körner zwischen

19

0,063–2 mm im Durchmesser,
wirken als

Bindstone

Sedimentbinder

- Kalklutit (äquivalent zu Ton) – Körner < 0,063 mm im Durch-
messer.

20

Detailliertere Schemata stehen ebenfal s zur Verfügung:

primäre Komponenten sind während der biogen gebunden

Organismen

Dunham-Klassifizierung – verwendet hauptsächlich texturale

21
bilden festes

Framestone

Kriterien, auch wenn die Natur der Körner oder das Gefügemate-

Gerüst
rial ebenfal s berücksichtigt wird. Sie wird hauptsächlich für die Be-

22
schreibung von Handstücken verwendet (. Abb. 2.62).

Folk-Klassifizierung – beschreibt die Hauptgefügekörner und
das Material zwischen den Körnern. Sie wird hauptsächlich für die

23

. Abb. 2.62 Klassifikation der Kalksteine nach den bei der Sedimentation

Analyse von Dünnschliffen verwendet (. Abb. 2.63).

entstandenen Strukturen (nach Dunham 1962, mit Ergänzungen von Embry

Bei den Hauptallochemen handelt es sich um organische Frag-
und Klovan 1971)

mente, einschließlich Skelettklasten (z. B. Mol usken, Brachiopo-
den, Schwämme, Korallen, Foraminiferen) und Karbonat bildende

2

115

2.4 • Sedimentgesteine

. Tab. 2.22 Hauptminerale in Evaporitablagerungen (nach Stow

2006; Blatt et al. 2006)

Haupttypen

Minerale

Chemische Zusammensetzung

Marine Evaporite

Chloride

Halit

NaCl

Ooid

Pisoid

Peloid

Sylvin

KCl

(<2mm)

(>2mm)

(<1mm)

Carnallit

KMgCl ∙ 6H O

3

2

Sulfate

Anhydrit

CaSO4

Polyhalit

K Ca Mg(SO ) ∙ 2H O

2

2

4 4

2

Kieserit

MgSO ∙ 2H O

4

2

Gips

CaSO ∙ 2H O

4

2

Karbonate

Calcit

CaCO3

Magnesit

MgCO

Onkoid

3

(>2mm)

Intraklast

Dolomit

CaMg(CO )32

Nichtmarine

Evaporite

. Abb. 2.64 Nichtbiogene Fragmente in Kalksteinen (nach Nichols 2009)

Karbonate

Trona

NaHCO Na CO ∙ 2H O

3

2

3

2

Pflanzen (z. B. Rot- und Grünalgen) sowie Bioherme (biogene Riffe)

Natrit

Na CO ∙ 10H O

2

3

2
und Biostrome (Bänke, die vor allem in die Breite wachsen), die aus

Sulfate

Mirabilit

Na SO ∙ 10H O
kolonie bildenden Organismen (z. B. Korallen, Bryozoen, Stromato-

2

4

2
lithen) aufgebaut sind. Ebenfal s von Bedeutung sind die nichtbio-

Gips

Ca O ∙ 2H O

S

4

2
genen Bestandteile (. Abb. 2.64), z. B.:

Anhydrit

CaSO4

Ooide (Oolithe) – kleine (< 2 mm im Durchmesser), kugelför-

Chloride

Halit

NaCl
mige Karbonatkörner mit einer konzentrischen inneren Struktur.

Ooide bilden sich als ein Ergebnis von Karbonatausfäl ung um ei-

Borate

Borax

Na B O (OH) ∙ 8H O

2 4

5

4

2
nen Nukleus in bewegten Gewässern in flachmarinen Bereichen.

Silikate

Magadiit

NaSi O (OH) ∙ 3H O

7

13

3

2

Konzentrisch geschichtete Karbonatpartikel mit einer Größe > 2 mm
werden als Pisoide bezeichnet.

Gips eine 150-mal höhere Löslichkeit als Calcit, während Halit

Peloide – kleine (< 1 mm im Durchmesser), unregelmäßig ge- eine 50-mal höhere Löslichkeit als Gips besitzt). Man findet sie oft
formte (in der Regel gerundete bis elliptische) Karbonatkörner mit im Untergrund (z. B. Zechstein, Norddeutschland). Viele dieser alten
fehlender innerer Struktur. Häufig die Kotpillen von marinen Orga- Evaporitablagerungen sind mächtig (Hunderte bis Tausende Meter)

nismen und typisch für niedrigenergetische Umgebungen.

und haben sich infolge von kontinentalem Rückfluss von dichten

Intraklasten – Karbonatfragmente, die sich innerhalb der Ab- hypersalinen Salzlösungen gebildet. Nichtmarine, lakustrine Evapo-
lagerungsumgebung geformt haben und erodiert, transportiert und rite sind seltener vorhanden als marine Typen und enthalten viele
wieder abgelagert worden sind (z. B. als Karbonatklasten innerhalb Minerale, die man nicht in marinen Typen findet (z. B. Mirabilite).

eines Karbonatkonglomerates).

Kriterien zur Unterscheidung zwischen primären und sekun-

Grapestone – Aggregat von zusammenzementierten Karbonat- dären Merkmalen bei Evaporiten (nach Blatt et al. 2006):

körnern.

k Synsedimentäre Merkmale
z Sedimentgesteine – Evaporite, Cherts, eisenreiche

- Sedimentäre Strukturen wie Rippel, Lamination und Gradierung

Gesteine, Phosphate und organische Sedimente

- detritische Gefügemerkmale wie Abrasionsspuren und Aggre-

Eine Vielzahl weiterer Sedimentgesteine kommt vor und wird unten
gate von Halitkristallen, die sich an der Wasser/Luft-Grenzflä-
kurz beschrieben. Viele von ihnen sind relativ selten, können jedoch
che gebildet haben, gesunken und abgelagert wurden
von großer wirtschaftlicher Bedeutung sein.

- kristalline Strukturen wie vertikal orientierte Gipsprismen mit

Evaporite bilden sich durch Ausfäl ung aus Lösung, wenn Ionen
euhedralen Enden, nach oben grob werdende Kristalle und
durch Verdunstung den notwendigen Sättigungsgrad überschrei-

Kristalle, die sich aus einem gemeinsamen Substrat bilden
ten. Etwa 70 verschiedene evaporitische Minerale sind bekannt - Lösungs-Ausfälungs-Merkmale wie die scharfe und weiche

(. Tab. 2.22). Die verbreitetsten Minerale in sedimentären Umge-

Kappung vertikal orientierter Kristallgefüge, überlagert durch
bungen sind Calciumsulfate (wie Gips oder Anhydrit). Wenn eine

Detritus

Salzlösung konzentriert wird, fallen Minerale aus. Calciumsulfat fäl t - das Fehlen von Hochtemperatur-Salzen wie Langbeinit
aus Meerwasser aus, das ca. 19 % seines Originalvolumens erreicht
hat, während Halit bei einer Konzentration von ca. 10 % ausfäl t. Eine k Postsedimentäre Merkmale

Evaporitablagerung enthält normalerweise mehr als ein Mineral. Des - Ungeschichtete massive kristalline Aggregate (Mosaike)

Weiteren hängen die Arten und Menge der gebildeten Minerale von - aggregatartige (mosaikartige) Bereiche, die die Schichtung
der ursprünglichen Zusammensetzung des Wasserkörpers ab.

schneiden

Evaporite kommen selten in Aufschlüssen vor – mit Ausnahme - Drucklösungssuturen
von ariden Regionen – aufgrund ihrer guten Löslichkeit (z. B. hat - gleichkörnige Aggregate (Mosaike)

116

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.23 Typen von kieseligen Sedimenten (nach Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

2

Geschichtete kiese-

Radiolarien

Meist marinen (einige lakustrinen) Ursprungs; rekristallisierter Quarz
lige Sedimente

Diatomeen
und biogene Reste

3

An Schwammnadeln reicher Hornstein

Jaspis

Konkretionäre kiese-

Feuerstein

Knolliger Hornstein, häufig in Schreibkreide

4
lige Sedimente

Silcrete

Knolliger oder krustenbildender Hornstein in bestimmten Böden oder
als Oberflächenkruste

5

Teilweise verfestigte,

Radiolarit

Reich an Radiolarien
kieselige Sedimente

Diatomit

Reich an Diatomeen

6

Spiculit

Reich an Schwammnadeln

7

- häufiges Auftreten von ehemals festen Inklusionen an Kristal- mosit (Siderit, Magnetit und Pyrit können ebenfals auftreten).

rändern, zeigen deren Verlagerung nach außen während der

Die Ooide bilden sich durch primäre Ausfäl ungen und durch

Rekristallisation an

Austausch von kalkhaltigen Ooiden.

8

- Deformationsmerkmale wie Falten und Kluftfülungen Phosphatablagerungen, die hauptsächlich aus kryptokristallinem

9
k Nicht eindeutige Merkmale

-
bis mikrokristallinem Apatit bestehen, sind chemisch ausgefäl te

Minerale, die in einem weiten Temperatur-Stabilitäts-Feld

Gesteine, die mindestens 20 % P O enthalten (. Tab. 2.25). Man

2 5
auftreten wie Pseudomorphosen
findet sie normalerweise in Gebieten mit Auftrieb des ozeanischen

10

- intrasedimentäres Wachstum als euhedrale Kristalle oder Knoten

-

Tiefenwassers, dies ist insbesondere um den Äquator der Fall (bis 20°
porenfüllende Zemente
nördliche und 20° südliche Breite) und in Gewässern, die weniger

11
als 100 m tief sind.

Cherts sind feinkörnige, siliziumhaltige Sedimentgesteine aus

Phosphatisches Material (z. B. Knochen, Zähne) findet man in

Quarzkristallen der Korngröße Silt (Mikroquarz) und aus Chal- vielen Sedimentgesteinen. Konzentrationen von Phosphat bilden

12
zedon (einer Form von Siliziumdioxid mit strahlenförmigen Fa- sich auf zwei Hauptwegen:

sern von mehreren zehn bis Hunderten von Millimetern Länge) - als ein Resultat von gleichzeitiger Phosphatierung von Karbo-

(. Tab. 2.23). Cherts bilden sich entweder als primäre Sedimente
natsedimenten direkt unterhalb der Sediment-Wasser-Grenz-

13

(aus den siliziumhaltigen Skeletten von Mikroorganismen, z. B. Di-
fläche – was durch die texturellen Ähnlichkeiten zwischen
atomeen, Radiolarien) oder als ein Ergebnis von Diagenese (durch

Karbonaten und Phosphaten nahe liegt,

14

Ersatz von bestehenden Mineralen durch Siliziumdioxid, z. B. Flint). - durch primäre Ausfälung im Zusammenhang mit bakterieller

Cherts treten in drei stratigraphischen/tektonischen Umgebungen

Aktivität und organischem Material am Meeresboden.

auf (wobei die ersten beiden die häufigsten sind):

15

- Abgeleitet von gelösten Schalen (aus amorphem Siliziumdio- Kohlenstoffreiche organische Gesteine sind von großem wirtschaft-
xid) siliziumhaltiger Organismen (z. B. Radiolarien) in flachen
lichem Wert (. Tab. 2.26).

16
bis mittleren Tiefen. Die Schalen lösen sich früh nach der

Zwei Hauptformen treten auf – Kohle (mehr als zwei Drittel des

Versenkung auf und das Siliziumdioxid migriert, um Knollen

Gesteins bestehen aus festem organischen Material) und Ölschiefer
zu bilden.

(Tonsteine mit einem hohen Anteil an organischem Material). Das

17

- An angrenzenden bis tektonisch aktiven Plattenrändern können Karbon war die wichtigste kohlebildende Periode in Europa (z. B.

sich gebankte Cherts bilden – häufig assoziiert mit Turbiditen,

Ruhr-Kohlelagerstätten). Kohlelagerstätten können beschrieben

Ophiolithen und Mélanges (z. B. der heutige Pazifische Ozean).

werden nach ihrem:

18

- Assoziiert mit hypersalinen lakustrischen Ablagerungen oder - Rang – Die Position der Kohle in der Abfolge, Torf – Braun-
entglaster vulkanischer Asche (z. B. der heutige Lake Magadi,
kohle (Lignit) – subbituminöse Kohle – bituminöse Kohle

19

Kenia – ein natriumkarbonatischer alkaliner See mit einem

– Anthrazitkohle – Meta-Anthrazit (diese spiegeln den Grad
pH-Wert von bis zu 12,5 und gelöstem Siliziumdioxidgehalt
der Kompaktion/Konzentration/Umwandlung des organischen
bis zu 2700 ppm).

Materials wider),

20

- Grad – bezieht sich auf den Prozentanteil vorliegender

Ablagerungen mit mindestens 15 % Eisengehalt werden als eisenrei-

Verunreinigungen innerhalb der Kohle, wobei höhere Grade
che Ablagerungen definiert (
geringere Verunreinigungen besitzen,

21

. Tab. 2.24). Zwei Typen sind bekannt:

- Präkambrische Banded Iron Formations – bestehen aus Chert - Typ – bezieht sich auf die Typen von organischem Material
mit einer Vielzahl von Eisenmineralen (z. B. Hämatit, Magne-

(Mazerale), die innerhalb der Kohle präsent sind. Es existieren

22
tit, Siderit), die in warvenartigen Laminae konzentriert sind.

drei Haupttypen (. Tab. 2.27):

Die eisentragenden Minerale wurden aus marinem Wasser,

- Vitrinite – gebildet aus Holz- und Rindengewebe,

Seewasser oder Porenlösungen während sehr früher Diagenese

- Liptinite – gebildet aus den wächsernen und harzigen Tei-

23
ausgefäl t. Von Interesse ist die Tatsache, dass es keine moder-
len von Pflanzen (z. B. Sporen, Nadeln),
nen Äquivalente gibt.

-

- Inertinite – gebildet aus Pilzüberresten und oxidierten

Eisenoolithe – größtenteils ungebänderte oolithische Gesteine

Materialien.

des Phanerozoikums bestehend aus Goethit, Hämatit und Cha-

2

117

2.4 • Sedimentgesteine

. Tab. 2.24 Häufige sedimentäre Eisensteinminerale mit Haupttypen der Eisensteine und erzführenden Sedimenten (nach Stow 2006; Nichols 2009) Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Präkambrische Bän-

Algoma-Typ

Relativ kleine, linsenförmige Eisenlagerstätten, zusammen mit Vulkaniten und Turbiditen
dereisenerze

Fe: Hämatit, Siderit, Pyrit, Magnetit

Superior-Typ

Relativ mächtige ausgedehnte Eisenlagerstätten in stabilen Schelf-Gebieten und in ausge-
dehnten Becken

Fe: Hämatit, Greenit, Siderit, Pyrit, Magnetit

Phanerozoische

Oolithische Eisensteine

Normalerweise flachmarin, hoher Meeresspiegel, geringe Sedimentation, hoher Sauerstoff-

Eisensteine
gehalt

Fe: Hämatit, Chamosit (paläozoisch), Berthierit, Goethit (mesozoisch)

Bioklastische Eisensteine
normalerweise flachmarin, Kalksteinfazies, offener Schelf bis zu geschützten Küsten

Fe: Hämatit, Chamosit (paläozoisch), Berthierit, Goethit (mesozoisch)

Glaukonitische Eisensteine

Mariner Schelf, schwach reduzierende Milieus

Fe: Glaukonit

Eisenmanganknollen

Eisenmanganknollen und

Meist tiefmarin, sauerstoffreich, von Bodenströmungen bewegt, geringe Sedimentationsra-
und -krusten und erz-

-krusten
ten; auch flachmarin und lakustrin
führende Sedimente

Fe: Fe/Mn-Oxide und -Hydroxide sowie Reihe von weiteren Metallen

Erz führende Sedimente

Meist pelagisch, an Spreizungszonen, Fluidaustritte von schwarzen Rauchern

Fe: Fe/Mn-Oxide und -Hydroxide sowie hohe Konzentration von anderen Metallen

Schwarze Raucher

Hydrothermale Schlote an Spreizungszonen

Fe: Fe/Mn-Oxide und -Hydroxide sowie hohe Konzentration von anderen Metallen

Hauptsedimentäre

Fe-Minerale

Oxide

Hämatit

Fe O

2

3

Magnetit

Fe O

3

4

Hydroxide

Goethit

FeO ∙ OH

Limonit

FeO ∙ OH ∙ H O

2

Karbonate

Siderit

FeCO3

Sulfide

Pyrit

FeS2

Silikate

Glaukonit

KMg(FeAl)(SiO ) ∙ 3H O

3 8

2

Chamosit

(Fe Al)(Si Al)O (OH)

2

3

10

8

. Tab. 2.25 Typen von Phosphatgesteinen (nach Stow 2006)

Haupttypen

Subtypen

Eigenschaften und Genese

Geschichtete und

Knollen und Krusten, bioklastische Phospho-

Bilden sich gemeinsam mit Sedimenten, die mit organischem Koh-
knollige Phosphatge-
rite, pelletführende und oolithische Phospho-
lenstoff angereichert sind, in Auftriebs-Systemen ( upwelling) und bei
steine
rite, phosphatreiche Schlämme
erhöhter organischer Produktivität; offen marine Bedingungen des
äußeren Schelfs/oberen Kontinentalhanges

Bioklastische Abla-

Phosphatische Knochenhorizonte

Skelettbruchstücke (Wirbeltierknochen, Fischschuppen) und Koprolithe
gerung
werden durch Strömungen/Wellen angereichert; verbunden mit langsa-
mer Ablagerung oder Hiatus

Phosphatische Gerölle

Aufgearbeitete Knochenhorizonte und (diagenetische) Phosphatknollen

Guano

Vogel- und Fledermausguano

Lokal mächtige Anreicherung von Vogel- oder Fledermauskot

118

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.26 Wichtige Kohletypen. %C – Gewichtsprozent Kohlenstoff, %V – Gewichtsprozent flüchtige Bestandteile (trocken- und mineralfrei), VR

– Vitrinitreflektion (Inkohlungsparameter), %W – Gewichtsprozent Wasser, Cal – Brennwert in MJ/kg (wasser- und mineralfrei), HCgen – äquivalent Anfangsphase der Kohlenwasserstoffbildung (d. h. Genese, Migration und Akkumulation von Erdöl und Erdgas in Mutter- und Speichergesteinen). (Nach 2

Teichmüller und Teichmüller 1975)

Klasse

Gruppe

%C

%V

VR

%W

Cal

HCgen

3

Torf

< 50

> 50

> 75

< 12

4

Braunkohle

B

50–55

52

0,30–0,36

55–75

12–14,7

A

55–60

47

0,36–0,42

35–55

14,7–16,3

Frühes Gas

5

Hartbraunkohle

C

60–65

42

0,42–0,45

30

19,3–22,1

B

65–70

39

0,45–0,48

25

22,1–24,4

6

A

70–75

27

0,48–0,50

15

24,4–26,8

Steinkohle

Leicht flüchtig

75–80

33

0,50–1,12

< 10

26,8–34

Öl und Gas

7

Mittel flüchtig

80–82,2

26

1,12–1,51

Schwer flüchtig

82,5–85

18

1,51–1,92

Nasses Gas

8

Anthrazit

Semianthrazit

87

11

1,92–2,5

9

Anthrazit

90

5

> 2,5

Metaanthrazit

92,5

< 2

Trocke nes Gas

10

. Tab. 2.27 Kohle-Mazerale und Kohle-Lithotypen (nach Nichols 2006)

11

Mazeralgruppe

Vitrinit

Holziges Material (Baumstämme, Äste, Blätter, Wurzeln)

Exinit (Liptinit)

Sporen, Kutikulen, Harze, Algen

12

Inertinit

Oxidiertes Pflanzenmaterial einschließlich Fusinit (Holzkohle)

Kohle-Lithotypen

Humuskohle

Bildet sich aus makroskopisch großen Pflanzenteilen; organisches Material akkumuliert bei Boden-

13
bildung zu Torf

Vitrit

Vorwiegend Vitrinit

14

Durit

Exinit/Inertinit

Clarit

Feine Lagen aus Vitrit und Durit

15

Fusit

Vorwiegend Fusinit (fossile Holzkohle)

Sapropel-Kohle

Bildet sich aus mikroskopisch kleinen Pflanzenteilen, vorwiegend aus Algenmaterial in Wasser

16

Kännelkohle

Feine Partikel

17

Boghead-Kohle

Sehr reich an Algen (Exinit)

18

Antidünen

100

Ebenschichtung des

19
oberen Strömungsregimes

80

Großrippeln (Dünen)

60

Ebenschichtung des

20
unteren Strömungsregimes

40

Rippeln

21

20
durchschnittliche Fließgeschwindigkeit [cm/s]

keine Bewegung

22

. Abb. 2.65 Ein Bodenformstabilitätsdiagramm

0.04

0.06 0.08 0.1

0.2

0.4

0.6 0.8 1.8
zeigt die Stabilitätsfelder von verschiedenen
sehr feiner
sehr grober

23

Silt

Sand

Feinsand

Mittelsand

Grobsand

Sand

Boden formen, die in Sedimenten verschiede-
ner Korngröße bei unterschiedlichen Fließ-

Korngröße [mm]

geschwindigkeiten gebildet worden sind. (Nach

Harms et al. 1975; Walker 1992)

2

119

2.4 • Sedimentgesteine

2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung
und Wellenbewegung)

. Tab. 2.28 Form und Terminologie von Schichtung und Lamination

(nach Stow 2006)

Bezeichnung

Schichtmächtigkeit (in cm)

Sedimentgesteine bilden sich durch den Transport und die Ablage-
rung von Sedimenten durch Wasser, Wind und Eis sowie durch di-

Schichtung
rekte Ausfäl ung. Die Strukturen, die sich während der Ablagerung

Sehr mächtige Schichtung (massig)

> 100
bilden, sind Indikatoren für die Energiebedingungen innerhalb des

Ablagerungsmediums. Eine Reihe von Strukturen werden durch

Mächtige Schichtung (dickbänkig)

30–100

Strömungsaktivitäten gebildet – sowohl unidirektional als auch os-

Mittlere Schichtung (dünnbänkig)

10–30
zillierend. Während Erstere in vielen verschiedenen Umgebungen

Feinschichtung (dickplattig)

3–10
gefunden werden, treten Letztere in Gebieten mit Wellenaktivität
auf.

Sehr feine Schichtung (dünnplattig)

1–3

Wie zuvor bemerkt (. Abb. 2.52), gibt es eine eindeutige Be-
ziehung zwischen Korngröße und der Energie des Transportflus-
ses. Ähnlich hierzu, bezogen auf die Ablagerung (und die Bildung

Lamination (Feinschichtung)

von 3D-Bodenformen) liegt eine eindeutige Beziehung zwischen

Dicke Lamination

0,6–1
der Flussenergie (Geschwindigkeit) und dem Bodenformtyp vor.

Diese Beziehung kann in einem

Mittellaminierung

0,3–0,6

Bodenformstabilitätsdiagramm
zusammengefasst werden (. Abb. 2.65). Es existieren zwei Haupt-

Feinlaminierung

0,1–0,3
bereiche:

-

Sehr feine Lamination

< 0,1
ruhiges Fließen ( lower flow regime) – Bildung von Rippeln,

Sandwellen, Dünen und Niedrigenergie-Laminiten/Parallel-
schichtung ( lower plane beds),

- schießendes Fließen ( upper flow regime) – Bildung von Hoch-
energielaminiten/Parallelschichtung ( upper plane beds) und

Antidünen (Gegenrippeln).

In allgemeinen Begriffen können sedimentäre Einheiten in Schichten
oder Laminae unterteilt werden, wobei diese auf der Grundlage ihrer

Mächtigkeit unterschieden werden können. Schichten sind > 1 cm
mächtig, während Laminae < 1 cm dick sind (. Tab. 2.28). Zusätzlich
kann die Form der Schichtung oder Lamination nach ihrem Erschei-
nungsbild beschrieben werden (. Abb. 2.66).

Es sol te jedoch angemerkt werden, dass viele Schichten (oder

Teile von ihnen) keine Anzeichen von Schichtung/Lamination oder

Gradierung aufweisen. Dies kann da auftreten, wo die Ablagerung
sehr schnell stattgefunden hat (es war keine Zeit für die Bildung von

Strukturen vorhanden) oder weil Postablagerungsaktivtäten wie z. B.

Entwässerung oder Bioturbation stattgefunden haben, auch wenn
ein Beleg für diese Prozesse häufig nicht erwiesen ist.

. Parallellaminierung, Almeria, Spanien (Skala 2,5 cm)

z Planare Schichten und Laminae

Die Bildung planarer Schichten und Laminae tritt auf, wenn die

Transportströmung anfängt, langsamer zu werden. In diesem Sta-
dium beginnt die Sedimentation, und dünne Schichten von Sand
werden abgelagert (planare Lamination). Planare Schichten können
sich entweder in grobkörnigen Sanden (> 0,7 mm, ruhiges Fließen/
lower stage plane beds) oder bei höheren Fließgeschwindigkeiten
bilden, wobei die planare Lamination sich in allen Korngrößen von

Sand bildet (schießendes Fließen/ upper stage plane beds). Hier sind
die Laminae 5 bis 20 Körner mächtig und die Schichtoberfläche ist
durch längliche Kämme und Rillen parallel zum Fluss (lediglich
einige Körner mächtig; primary current lineation) gekennzeichnet.

Bei den gröberen Korngrößen bilden sich keine Rippel, weil die

Schichtoberfläche zu rau ist und eine Ablösung der Strömung ( flow
separation) nicht stattfindet. Bei einer Ablösung der Strömung wird
in Folge kleinerer Gegenströme auf der Leeseite des Rippels (in der
sog. Ablösezone) das transportierte Sediment in Bodenfracht und
suspendierte Fracht separiert.

. Schichtung in Turbiditen, Wales (Skala 2,5 cm)

120

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
parallel
nicht parallel

2

3
eben

4
eben, parallel
unterbrochen, eben, parallel
eben, nicht parallel
unterbrochen, eben, nicht parallel

5

6
wellig

7
wellig, parallel
unterbrochen, wellig, parallel
wellig, nicht parallel
unterbrochen, wellig,

8
nicht pararell

9

10
gebogen
gebogen, parallel
unterbrochen, gebogen, parallel
gebogen, nicht pararell
gebrochen, gebogen,

11
nicht pararell

12

13
linsenförmig

14
linsenförmig, sub-
unterbrochen, linsen-
linsenförmig, (rinnenähnlich)

parallel
förmig, subparallel

15

. Abb. 2.66 Konfiguration von Schichtung und Lamination (nach Stow 2006; Boggs 2009)

16
z Rippel und Dünen – Schrägschichtung

17
und Schräglamination

Rippel sind kleine Bodenformen, die als ein Resultat einer unidi-
rektionalen Strömung (Strömungsrippel) oder Oszil ationsbewe-

18
gung (Wellenrippel) erzeugt werden können. Während die Ersteren
asymmetrisch sind, sind Letztere überwiegend symmetrisch. Dü-

19
nen ähneln Rippeln, sind jedoch größere Bodenformen, die sich in
marinen und äolischen Systemen als Resultat von Strömungs- oder

Windeinwirkung bilden.

20

21

22

. Strömungsrippel, Nordspanien

23

2

121

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.67 Wellenrippel in Sedimenten
werden durch Oszillationsbewegung in der

Wind weht über

Wassersäule infolge von Wellenrippeln an der

Wasseroberfläche erzeugt. (Nach Nichols 2009)

Wasseroberfläche

Wellen an der Wasseroberfläche

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

Oszillation innerhalb des Wasserkörpers

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲
efenwasser

▲

▲

▲

▲

Flachwasser

Ti

Oszillationsbewegung
wird horizontal

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

◄

◄

◄

◄

◄

◄

◄

◄

◄

▲

▲

▲

▲

Oszillationsbewegung erlischt mit
in Rippelform geschwemmte Sandkörner
zunehmender Tiefe durch innere Reibung
von trogförmiger Schräglamination (trough cross lamination) führt

(. Abb. 2.72). Rippel sind in ihrer Kammhöhe auf bis zu ca. 3 cm
beschränkt, so dass Schichten mit Schräglamination diese Mächtig-
keit nicht überschreiten. Migration von größeren Bodenformen wie

Dünen und Sandwellen bildet Schrägschichtung, die mehrere zehn

Zentimeter bis zehn Meter Mächtigkeit erreichen kann (z. B. äolische

Dünen). Eine einzelne Einheit von Material mit Schrägschichtung
wird als ein Set bezeichnet, und ein Stapel von ähnlichen Sets wird
ein Co-Set genannt (. Abb. 2.73). Des Weiteren wird Schrägschich-
tung, wenn sie von horizontalen Oberflächen begrenzt wird, als ta-
bulare Schrägschichtung bezeichnet (. Abb. 2.72).

. Schrägschichtung in Fossildünen, Utah

Wellenrippel bilden sich als Resultat der Wellenenergie, die durch die

Wassersäule nach unten übertragen wird, an der Wasseroberfläche

(. Abb. 2.67). Der übertragene Grad an Energie führt zur Bildung
von Rollkornrippeln (niedrigere Energie) oder Vortexrippeln (hö-
here Energie) (. Abb. 2.68). Diese Rippel bilden sich in dem Bereich
oberhalb der Schönwetter-Wellenbasis ( fair-weather wave base); der

Grenze, die die Übertragung von Energie von den Oberflächenwel-
len zum Meeresboden markiert) (. Abb. 2.69).

Rippel und Dünen bilden sich in einer großen Vielzahl von Ab-
lagerungsmilieus, rangierend von marin bis kontinental, und die

Migration dieser 3D-Strukturen als ein Ergebnis von Wellen- und

. Schräglaminierung, Almeria, Spanien (Skala 2,5 cm)

Strömungs aktivität resultiert in der Bildung von Schrägschichtung
und Schräglamination (. Abb. 2.70, . Tab. 2.29). Die präzise Form Wellen- und Strömungsrippel können anhand ihrer Form unterder Schrägschichtung/-lamination wird durch das Muster der Rippel schieden werden. In Draufsicht besitzen Wellenrippel die oben be-
bzw. Dünen festgelegt (. Abb. 2.71). Die Migration von Rippeln oder schriebenen Charakteristika. Strömungsrippel sind normalerweise Dünen mit geradem Kamm führt zur Bildung von planarer Schräg- ausgeprägt wellenförmig und in kurze, gekrümmte Kämme aufge-lamination, während die Migration von Rippeln oder Dünen, bei brochen. Von der Seite betrachtet sind Wellenrippel symmetrisch
denen die Kämme gekrümmt sind (z. B. wellenartig), zur Bildung mit Schräglaminationen, die in beide Richtungen auf jeder Seite des

122

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Rolling-grain-Rippeln: niedrige Energie

Vortex-Rippeln: hohe Energie

2
gerundete
scharfe Kämme

Rollbewegungen von Körnern

Wirbel

Wirbel

Kämme

3

4
a

5
gerichtete Schrägschichtung
ist manchmal entgegengesetzt

6
chevron up-building
gebündelter

Aufbau
linsenartige
offshooting and

Sets
draping foresets

7

8
unregelmäßige, wellige
planare, flache Schichtung geht in flach-
untere Setgrenze
bis steilwinklige Schichtung über

9
gerundete
gerundete oder

10

Rippeltäler
spitze Rippelkämme
gerade Kammlinien

11

12
schaufelförmige, verflochtene

Ausbre

Sets; in Bereichen parallel zur
itungs

Ausbreitungsrichtung der Wellen
richtung der

13

Wellen
subhorizontale Schichten;
in Bereichen senkrecht zur

14
b
c

Ausbreitungsrichtung der Wellen

15

. Abb. 2.68 a Rolling-grain-Rippeln (Rollkornrippel) und Vortex-Rippeln (Vortexrippel) (nach Stow 2006; Nichols 2009), b Querschnitt von Wellenrippeln (nach Stow 2006), c Einige Eigenschaften, die helfen, um Wellenrippellamination zu erkennen (nach Collinson et al. 2006)

16

Meeresspiegel bei mittlerem Hochwasser
hintere

Meeresspiegel bei mittlerem Niedrigwasser

Küstenzone
vordere

17

Küstenzone
supratidaler
intertidaler

Bereich

Schönwetterwellenbasis

Bereich
küstennahe

Zone

Sturmwellenbasis

18

STRAND
küstenferne Übergangszone
küstenferne Zone

LITTORALE ZONE

19

Kontinent

KONTINENTALSCHELF
hang al-

SUBTIDALER BEREICH

Konti

20
sohle nent abyssale
al-

Ebene

21

. Abb. 2.69 Unterteilung des marinen Bereichs

22

23

2

123

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.70 Terminologie für Rippel und Dünen (nach Stow 2006; Nichols

2006)

asymmetrische Rippeln/Dünen

Kamm

Luvseite

Leeseite

H

Trog

Höhe

Leeblätter

L = Wellenlänge

Strömungsrichtung

Rippelindex RI = L/H

. Tab. 2.29 Größenordnung der verschiedenen, durch Strömungen verursachten Schichtungsformen (Rippel, Dünen, Sandwehen, Sandbänke und

Draa-Dünen)

Schichtungsformen

Länge

Höhe

Verhältnis Länge/Höhe

Rippel

Wind-(Adhäsions-)rippel

5–250 cm

0,005–10 cm

Meist > 10

Wind-(aerodynamische) Rippel

0,9–200 cm

0,2–5 cm

Meist hoch (10–100)

Wellenrippel

1–60 cm

0,3–25 cm

Meist 5–15

Strömungsrippel

1–60 cm

0,2–6 cm

Sehr variabel

Dünengröße (allgemein)

Klein

0,06–6 m

0,075–0,4 m

Mittelgroß

5–10 m

0,4–0,75 m

Groß

10–100 m

0,75–5 m

Sehr groß

100 m

> 5 m

Subaquatische Dünen, Sandwehen und Sandbänke

Dünen

1–10 m

0,1–1 m

Meist 5–15

Sandwellen ( sand waves)

5–500 m

0,5–5 m

Meist hoch (10–100)

Beulenrippel (hummocky cross-stratification)

0,5–5 m

0,05–0,4 m

Meist 5–15

Sandbänke (verschiedene Formen)

1–500 m

0,05–5 m

Sehr variabel

Äolische Dünen und Draa-Dünen

Transversaldünen

5–500 m (bisweilen deutlich

0,1–100 m (bisweilen deut-

Sicheldünen (Barchan-Dünen)

größer, z. B. Seif-Dünen bis
lich größer, z. B. Seif-Dünen

Longitudinaldünen(Seif-Dünen)

300 km)

> 300 m

Draa-Dünen

> 500 m

10–250 m

Sterndünen

90–6000 m
bis 500 m

124

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.71 Strömungsrippel in Draufsicht
mit geraden, wellenförmigen und isolierten

Fließrichtung

Kämmen und die Klassifizierung von Strömungs-

2
rippeln auf der Basis ihrer Form in Draufsicht.

Fließrichtung in allen Beispielen von links nach
rechts. (Nach Allen 1968; Nichols 2009)

3

4

5

6

7

8
gerade
wellenförmig
isoliert (zungenförmig)

9

10

. Abb. 2.72 Migrierende Rippel- und Dünenbo-
denformen mit geraden Kämmen bilden planare

Schichtausprägung mit geraden Kämmen

Schräg lamination und planare Schrägschich-

11
tung. Wellenförmige oder isolierte Rippel- und

Dünen strukturen erzeugen trogförmige Schräg-

Strömungsrichtung
lamination und trogförmige Bankung. (Nach

12

Tucker 1991)

13

14

15
planare Schräglamination

16
planare Schrägschichtung

17

Schichtausprägung mit isolierten und wellenförmigen Kämmen

18

Strömungsrichtung

19

20

21

22
trogförmige Lamination

23
trogförmige Schrägschichtung

2

125

2.4 • Sedimentgesteine

Set

Co-Set
planare Schrägschichtung

Set

Co-Set
trogförmige Schrägschichtung

. Abb. 2.73 Sets und Co-Sets von Schrägschichtung (nach Collinson und Thompson 1982)

Leeseite

Luvseite

. Abb. 2.74 Kletterrippel-Lamination ( climbing ripple lamination) entstan-
den infolge rascher Ablagerung aus einem hochdichten Strom, der eine
große Menge Sand trägt. (Nach Collinson und Thompson 1982)

Kammes abtauchen. Dagegen sind Strömungsrippel asymmetrisch der Ablagerung von Tempestiten resultieren, die gewöhnlich durch
mit nur in einer Richtung abtauchenden Schräglaminationen, mit einzelne Sturmereignisse abgelagert werden. Sie besitzen eine ero-
der einzigen Ausnahme von Kletterrippeln ( climbing ripples), die sive Basis, strukturlosen Sand/strukturloses Geröll mit HCS in den über charakteristische, asymmetrische, abtauchende Laminae verfü- darüber liegenden feiner körnigen Sanden und horizontaler Wel-gen (. Abb. 2.74). Solche Rippel bilden sich bei Ablagerungsereignis- lenrippel amination oben. Die Sande werden von Tonen überlagert.

sen mit hoher Sedimentationsrate. Es gibt keine Abtragung von Sand
von der Luvfläche des Rippelkörpers ( stoss side), so dass bei Migra-
tion der Rippel die Sandkörner sich die Luvseite hinaufbewegen.

Ein besonderer Typ der Bodenform wird als Beulenrippel ( hum-
mocky cross stratification, HCS) bezeichnet (. Abb. 2.75). Diese wer-
den in der Zone zwischen der Schönwetterwellenbasis ( fair-weather
wave base) und Sturmwellenbasis ( storm wave base) als ein Ergebnis
von Sturmaktivität erzeugt, das in einem kombinierten Fluss (Strö-
mungs- und Wellenaktivität) resultiert. Sie bestehen aus gerunde-
ten Sandhügeln (Zentimeter in der Höhe, mehrere Dezimeter in der

Länge), wobei die einzelnen Kämme durch mehrere zehn Zentimeter
bis einen Meter voneinander getrennt sind. Intern ist die Lamination
nach oben hin konvex, wobei die Schräglamination in alle Richtun-
gen in einem niedrigen Winkel (< 10–20°) abtaucht und zur Seite
an Mächtigkeit zunimmt. Der nach oben hin konvexe Teil wird als

Hügel ( hummock) bezeichnet und der nach unten hin konkave Teil
als Mulde ( swale). Sind Laminae in der Mulde erhalten (selten), be-
zeichnet man die Struktur als flach-wannenförmige Schrägschich-
tung ( swaley cross stratification, SCS). Sturmaktivität kann auch in

. Beulenrippel, Wales (Skala 10 cm)

126

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.75a,b Interne Architektur von (a) Beu-
lenrippeln ( hummocky cross stratification) und

HÜGEL
nach oben gewölbte Lamination

(b) flach-wannenförmiger Schrägschichtung

2

( swaley cross stratification). (Nach Collinson et al.

MULDE

2006)

3

4
scharfe Basis
ineinander greifende

Geometrie

5
a
spitzer Kamm

6
komplexe Überschneidungen
der Wellenkämme

7

MULDE

8

9
hauptsächlich sanft

10
konkav verlaufende

Schichten
b

11

12

Fischgräten-Schrägschichtung ( herring-bone cross stratification)

Fiederschichtung
wird in Bereichen erzeugt, in denen wechselnde Strömungsrichtun-
gen vorliegen (z. B. in einem von den Gezeiten beeinflussten Gebiet)

13

(. Abb. 2.76). Fal s es zeitliche Differenzen zwischen den Perioden
von Strömungsaktivität gibt, können sich dünne Schlammschichten

14

(sog. mud drapes) ablagern. Unidirektionale Schrägschichtung bil-
det sich dort, wo eine dominante Strömungsrichtung vorliegt. Diese

Bodenformen können durch die rückwärtige Strömung modifiziert

15
werden (im Allgemeinen durch das Entfernen des Dünen-/Rippel-
kamms). Diese kleineren Erosionsmerkmale werden als Reaktivie-

16
rungsflächen bezeichnet.

Dünne Tonlagen auf Schrägschichten
z Strukturen in Sand-Ton-Mischungen

17

Variationen in Wellen- oder Strömungsenergie (und sporadische

Sedimentzufuhr) in einem bestimmten Ablagerungsmilieu können
in der Bildung von Schichtwechselfolgen von Sand und Ton mit ei-

18
nem linsenförmigen oder wellenartigen Erscheinungsbild resultieren

(. Abb. 2.77). Flaserlamination tritt bei hauptsächlich sandigen Sys-

19
temen auf, mit dünnen Auskleidungen von Schlamm ( mud drapes).

Linsenförmige Lamination bildet sich, wenn isolierte, von Ton um-
gebene Rippel vorhanden sind ( starved ripples). Wellige Lamination

20
ist eine Zwischenform.

Reaktivierungsfläche

(Erosionsfläche innerhalb einer Reihe von Schrägschichten)

21

22

. Abb. 2.76a–c Merkmale, die auf Gezeiteneinflüsse während Transport und

Ablagerung hinweisen. a Fischgrät-Schrägschichtung, b feine Tonlagen auf

Schrägschichtung, Bildung während der Niedrig wasserstadien der Gezeiten-

23
zyklen, c Reaktivierungsflächen, gebildet durch Erosion eines Teils einer Bo-
denform ( bedform), wenn eine Strömung rückwärtig ist. (Nach Nichols 2009)

2

127

2.4 • Sedimentgesteine

2.4.4 Massenströme

Massenströme ( mass flows) oder Gravitations-/Dichteflüsse sind Mi-
schungen aus Sediment und Flüssigkeit, die sich unter dem Einfluss
von Schwerkraft durch eine Vielzahl physikalischer Mechanismen

Flaser-
hangabwärts bewegen. Vier Haupttypen können identifiziert werden

Feinschichtung

(. Abb. 2.78):

Sand

- Schuttströme ( debris flows) – dichte, viskose Mischungen von

Sediment (Ton- bis Blockgröße) und Wasser mit höherem

Anteil an Sediment als Wasser. Die Flüsse sind nicht turbulent,
was bedeutet, dass keine Sortierung stattfindet. Es handelt sich
um Nicht-Newtonsche Fluide, die eine gewisse Energiezufuhr
erfordern, bevor sie anfangen, sich zu bewegen. Ablagerung
wellige
tritt auf, wenn die innere Reibung zu groß wird und der

Feinschichtung

Fluss „einfriert“. Die resultierende Ablagerung (debrit) ist
schlecht sortiert (obwohl es etwas Sortierung im oberen Teils
des Flusses durch die Beimischung von Wasser geben kann,
während an der Basis reibungsinduzierte Invers-Gradierung,
sogenannte traction carpets, auftreten können). Es gibt wenig
proximal-distale Variation.

linsenförmige

Feinschichtung

Ton

. Abb. 2.77 Mischungen von Sand und Ton in unterschiedlichen Verhältnis-
sen erzeugen verschiedene Formen linsenförmiger und welliger Schichtung.

(Nach Reineck und Singh 1980)

. Linsenförmige Lamination, Wales (Skala 10 cm)

. Ablagerung durch Schuttstrom, Almeria, Spanien

128

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Hochkonzentrierter Strom

Grain flow Ablagerung

Verflüssigung

(Debris flow)

(Hyperkonzentrierter Strom)

2

Sandstein-Dike
schwimmende Klasten

Sandvulkane
flache Obergrenze

3

Konvolutlamination
strukturlos, schlecht sortiert,
strukturlos
schwach gradiert

4
ungradiert
dish + pillar Strukturen

5
invers gradierte Basis

‚Reibungsteppich‘ (traction carpet)

(z.B. durch kinetisches Sieben)

mit inverser Gradierung

Belastungsmarken (loading)

Belastungsmarken (loading)

6

Ton Sand Kies

Ton Sand Kies

Ton

Silt Sand
a
b
c

7

Konzentrierter Dichtestrom (Turbidit)

Turbiditstromablagerung

Diluter Dichtestrom

Lowe-Sequenz

(feinkörniger/siltiger Turbidit;

Stow-Shanmugan-Sequenz

8

T7: Hemipelagit

Te: Ton +/- Bioturbation im
oberen Bereich

T7: Ton

9

S3: Suspension + Entwässerung

T

T
d: parallel laminierter

7: ungradierter Ton
feinkörniger Sand / Silt

T6: gradierter Ton +/- siltige Linsen

S2: ‚Reibungsteppich‘ (traction carpet)

T
mit inverser Gradierung

T

5: unregelmäßige silitge Lamination
c: schräglaminierter Sand

10

T4: undeutliche Lamination

S1: Bodenfracht

Tb: parallel laminierter Sand

T3: dünne, regelmäßige Bänder

R3: Suspensionsfracht

T2: wellige - linsenförmige Lamination

R2: ‚Reibungsteppich‘ (traction carpet)

11
mit inverser Gradierung

Ta: gradierter Sand +/- Kies

T1: Konvolutlamination

T

R

0: basale linsenförmige Lamination

1: Bodenfracht

12

Ton Sand Kies

Ton Silt Sand
d

Ton Sand Kies
e
f

13

. Abb. 2.78 Typische Sequenzen der Haupttypen von Massenströmen (nach Walker und James 1992; Stow 2006).

14

- Turbiditische Ströme (turbidity flows) – turbulente Mischun-
gen von Sediment und Wasser (Turbiditströmungen). Die

Sedimentsortierung weist charakteristische Sequenzen

15

(Bouma-Sequenzen) in den Ablagerungen (Turbiditen) mit
ausgeprägten proximal-distalen Variationen auf. Turbidite wer-

16
den häufig in niedrig- und hochkonzentrierte Flüsse unterteilt.

Ströme mit einer höheren Dichte können Lowe-Sequenzen
produzieren, während Ströme mit einer niedrigeren Dichte

17

Stow-Sequenzen produzieren können.

18

19

20

21

22

23

. Turbiditabfolge, Nordspanien

. Körnerstrom, Garzweiler

2

129

2.4 • Sedimentgesteine

EROSIONSMARKEN

GEGENSTANDSMARKEN

Rillenmarke

Kolkmarke

Fiedermarke

Stoßmarke

Prallmarke

Hindernismarke
mehrfache Hüpfmarken

Seitenansicht

Draufsicht

. Abb. 2.79 Sohlspuren an der Basis eines Stromes und Erosionsstrukturen (nach Stow 2006; Nichols 2009)

tiver Instabilität) handelt es sich hingegen um Merkmale mit einem

- Körnerströme (grain flows) – werden in Sedimenten mit
einer guten Sortierung des Materials (z. B. äolischen Sanden)

größeren Maßstab (. Abb. 2.80 und 2.81).

erzeugt, welche als Lawine einen steilen Hang herabstürzen.

Die Partikel werden durch wiederholte Kollisionen in dem
flüssigen Medium voneinander getrennt gehalten. Fäl t die
kinetische Energie des Flusses unter einen kritischen Wert,
kann der Fluss „einfrieren“. Körnerströme können Anzeichen
von reverser Gradierung tragen.

- Verflüssigte Ströme (liquefied/fluidized flows) – treten auf,
wenn eine Sediment-Wasser-Mischung einer hochenergeti-
schen Erschütterung (z. B. einem Erdbeben) ausgesetzt ist.

Dies hat eine Destabilisierung des Sedimentkörpers zur Folge,
indem Porenfluide beginnen, sich nach oben zu bewegen. Die

Destabilisierung wird als Liquefaktion bezeichnet.

2.4.5 Erosionsstrukturen

Strömungsaktivität kann erosiv sein. Dies führt zur Bildung einer

Vielzahl von Strukturen in zuvor abgelagerten Sedimenten. Diese

. Strömungsmarken, Aberystwyth, Wales (Bildbreite 1 m)

Strukturen, die an der Basis von Bettsohlen auftreten, werden als

Sohlspuren ( sole marks) bezeichnet und können in zwei Haupttypen
unterteilt werden (. Abb. 2.79):

- Ausspülungsmarken (scour marks) – bilden sich als ein

Resultat von Strömungswirbeln (z. B. Strömungsmarken ( flute
marks), Rillen und Kämmen, Erosionsrinnen ( gutter casts)

oder Turbulenzen um Hindernisse herum ( obstacle scours).

- Werkzeugmarken (tool marks) – bilden sich infolge der

Abdrücke, die durch innerhalb des Flusses mittransportierte

Objekte erzeugt wurden (z. B. Rillen – das Objekt schneidet
einen Pfad durch das Sediment. Stoß-, Auslass- oder Pral -
marken ( prod-, skip-, bounce marks) – das Objekt bewegt sich
springend fort; Rollmarken ( roll marks) – das Objekt bleibt im

Kontakt mit dem unterliegenden Sediment).

Ausspülungen ( scours) sind Merkmale kleinen Maßstabs. Bei Rin-
nen (Einsenkungen, die teilweise oder ganz Flüsse begrenzen) und

Narben von Rutschungen ( slump scars; als ein Resultat von gravita-

. Ausspülungsmarken, Harz

130

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

2

3
mit Sediment verfüllte Rutschungsnarbe

4

5

6

7

Rutschungsnarbenoberfläche

Rutschungsmaterial

8

. Abb. 2.80 Rutschungsnarbe ( slump scar), erzeugt durch die Massenbewegung von Material an einer kollabierenden Oberfläche (nach Nichols 2009) 9

Erosion der

Rutschfaltenachse

Rutschfalte
hangabwärts überkippt

10

11

12

Kolk
begrenzte Brekzie

Über-

Rutschfalte

Gleitfläche

13
innerhalb der
schiebung

Formation

Bewegungsrichtung

14

15

F

F

F

16

B

B

P

P

17

Konvolutschichtung

Belastungs- (B) u. Flammen- (F)

Dropstone

Strukturen sowie Pseudo-Konkre-
tionen (P)

18

. Abb. 2.81 Terminologie von Rutschungen und Weich-Sediment-Deformierungsstrukturen. Bei Rutschungen kommt es sowohl zu einer lateralen Bewegung als auch zu einer internen Störung des Schichtverbands. Die Größenordnung kann im Zentimeter- bis Kilometerbereich auftreten. (Nach Stow 2006; Nichols 2009) 19

20

21

22

23

2

131

2.4 • Sedimentgesteine

2.4.6 Postablagerungsstrukturen

Vor kurzem abgelagerte Sedimente sind häufig relativ weich infolge
der innerhalb der Porenräume eingeschlossenen verbleibenden Was-
sermenge (. Abb. 2.81). In diesem Stadium kann sich eine Reihe von

Strukturen als ein Ergebnis der Deformation bilden, einschließlich:

- Überkippte Schrägschichtung – tritt infolge der Bewegung
einer starken Strömung über die zuvor abgelagerten Schichten
auf.

- Konvolutschichtung/-lamination (convolute bedding/lamina-
tion) – tritt infolge der Störung der zuvor abgelagerten Bänke/

Laminae als Resultat von Erschütterung oder dem Durchfluss
einer starken Strömung oder durch Last auf.

. Ball- und Kissenstrukturen, Wales (Skala 2 cm)

- Entwässerungsstrukturen – resultieren aus der Austrei-
bung von Porenwässern infolge von Last oder Erschütterung

(. Abb. 2.82). Wenn das Wasser sich durch das Sediment
hinaufbewegt, bildet es charakteristische Schüssel- ( dish) und

Säulenstrukturen ( pil ar structures). An den Stellen, an denen
die Säulen die Bettoberfläche erreichen, können sich Sandvul-
kane bilden.

- Sandsteingänge (dikes) und Sills – bilden sich, wenn verflüs-
sigter Sand kraftvoll nach oben durch die darüber liegenden

Sedimente (häufig durch Frakturen) eingespritzt wird. Gänge
sind vertikal, Sil s horizontal orientiert.

. Konvolutschichtung, Almeria, Spanien

- Dichtegegensätze – Gegensätze in der Dichte zwischen zuvor
abgelagerten Einheiten und den frisch abgelagerten Schichten
können zur Bildung einer Vielzahl von Merkmalen führen,
einschließlich Belastungsstrukturen (Material mit einer
höheren Dichte sinkt in leichteres Material), Flammenstruktu-
ren (eine von einer Vielzahl von charakteristischen Injekti-
onsmerkmalen, wo leichteres Material diapir-artig nach oben
aufsteigt), Ball- und Kissenstrukturen (dichteres Material sinkt
in das darunterliegende Material – kleinere Strukturen werden
als Bälle, größere Strukturen als Kissen bezeichnet).

. Sandsteingänge, Wales (Skala 2,5 cm)

- Trockenrisse – sind polygonale Risse als ein Ergebnis der Aus-
trocknung von tonreichen Sedimenten in subaerischen Milieus

(. Abb. 2.83). Erosion und schnelle Ablagerung der Tonklasten

( Mudflakes) können in der Bildung eines Tonklasten-Konglo-
merats resultieren. Synäreserisse sind ähnlich, treten jedoch
in tonreichen Sedimenten unter Wasser auf.

. Flammenstruktur, Almeriam, Spanien (Skala 2 cm)

132

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.82 Schematische vertikale

Abfolge von Entwässerungsstrukturen

Top
mit Schüssel- und Säulen strukturen, wie

- unregelmäßig

2
sie für massige, sandreiche Turbidite und

+ deutlicher Übergang
massige Sandschüttungen typisch sind.

Zi–Zvi = Zone i bis Zone vi (nach Stow 2006)

Zvi Platten, Pfeiler,

3
verfältete Feinschichtung

( convolute lamination) und

Durchbruchsstrukturen

4

5

Zv
tiefe, schmale Teller

+

Platten und Pfeiler

6

Größenordnung 0,5-5m

7

8

Ziv flache, breite Teller

9

+

Pfeiler (z.T. lang)

10

11

12

Zii

Entwässerungs-Laminae
weitständig

13

+
wellig Pfeiler

14

Abfolge von Entwässerungsstrukturen

15

Zii

Entwässerungs-Laminae
engständig, wellig

16
idealisierte

17

Zi
strukturlos +

18

Wickelstrukturen

19

Basis

- unregelmäßig, Belastungsmarken/

+

Flammen deutlicher Übergang

20

21

22

23

2

133

2.4 • Sedimentgesteine
nicht-orthogonal
orthogonal

Rissform
willkürlich
orientiert
regelmäßig
unregelmäßig

Rissauffüllung
überbrückt
isoliert
einfach
zusammengesetzt

Klassifizierung von Schrumpfrissen und ihren Auffüllungen (modifiziert nach Allen 1982)

Sand-Injektionsstrukturen

Risse

Austritt von wasserangereichertem Sediment
an der Erdoberfläche

Kontakt mit Luft an der Erdoberfläche
und Frostsprengung
unter Wasser
eingedrungene Risse

~

~

~

Oberfläche

~

~ ~

~

~

~ ~

~

~

~

~

~

~
passives Auffüllen

~

~

~

~

Synaerese

Umkehrung der Schwerkraft

. Abb. 2.83 Trocken- und Synäreserisse. Trockenrisse sind subaerisch und entst -ehen durch Austrocknung. Synäreserisse entstehen durch Entwässerung unter Flachwasserbedingungen. (Nach Collinson et al. 2006)

Regen- und Hagelabdrücke – kleine (< 1 cm) kraterartige Ver-
tiefungen, welche sich durch den Einschlag von Regentropfen
oder Hagelkörnern auf Lockersedimente bilden.

. Trockenrisse, Almeria, Spanien (Bildbreite 50 cm)

. Regenabdrücke, Arizona, USA

134

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.30 Bioturbationsindex (nach Tucker 1996)

Grad

Prozent

Klassifikation

2

0

0

Keine Bioturbation

3

1

1–4

Bioturbation selten, Schichtung deutlich, einige Einzelspuren

2

5–30

Geringe Bioturbation, Schichtung deutlich, geringe Spurendichte

4

3

31–60

Mäßige Bioturbation, Schichtgrenzen scharf, einzelne Spuren

4

61–90

Starke Bioturbation, Schichtgrenzen undeutlich, hohe Spurendichte

5

5

91–99

Intensive Bioturbation, Schichtung vollkommen gestört

6

100

Vollständige Bioturbation, Sedimentaufarbeitung durch wiederholte Überprägung

6

. Abb. 2.84 Klassifikation von Ichnofossilien

7
nach ihrer Position innerhalb einer Sandbank

Seilacher

Martinsson

(nach Bromley 1996, mit zusätzlicher Terminolo-
gie von Seilacher 1964 und Martinsson 1965)

8
volles Relief

Exichnia
konvex

9
konkav
halbes Relief

Epichnia

(Epi-Relief)

10
volles Relief

Endichnia

11

Hypichnia
halbes Relief

(Hyporelief)

12

Exichnia
volles Relief

13

14

- Gleit- und Rutschungsstrukturen ( slides bzw. slumps) - Mélanges und Olistostrome (Olistolithe) – großmaßstäbliche, Massenbewegungen von Sedimenten (bis zu 500 km3), welche
gelegentlich chaotische Sedimentmassen, die sich hangabwärts

15
durch Störgrößen (z. B. Erdbeben, Ablagerungslasten) in Bewe-
bewegen können.

gung gesetzt werden (vgl. . Abb. 2.81). Das Material bewegt

16
sich daraufhin hangabwärts, wobei es häufig charakteristische

Rutschungsspuren (slump scars) hinterlässt. Gleitstruk-

2.4.7 Biogene Strukturen
turen zeigen keine richtige innere Deformation, während

17

Rutschungsstrukturen deutliche Spuren von Deformation

Über Körperfossilien hinaus können Sedimente eine Vielzahl an
aufzeigen, mit einer häufig in eine Richtung konzentrierten

Strukturen enthalten, deren Herkunft auf die Aktivitäten von Orga-

Deformationsrichtung (hangabwärts/stromabwärts).

nismen zurückgeführt werden kann.

18
z Ichnofossilien

19

Bioturbation ist die allgemeine Unterbrechung von Schich-
tung/Lamination als Ergebnis organischer Aktivität (. Tab. 2.30,

. Abb. 2.84). Ichnofossilien sind die Lebensspuren von Organismen

20
und können sowohl anhand ihrer Lage als auch anhand ihrer Form
beschrieben und klassifiziert werden (. Abb. 2.85 und 2.86). Es ist
wichtig, zwischen Grabgängen (burrows) in weichen Sedimenten

21
und Bohrgängen (borings) in hartem Untergrund zu unterscheiden.

Ichnofossilien und Ichnofossilassoziationen (Ichnofazies) liefern

22
viele nützliche Informationen über Sedimentdichte, Energieniveaus,

Ablagerungsraten, Wasserreinheit, Nährstoffniveaus, Sauerstoffein-
trag und Salinität etc. und geben auch wertvolle Auskunft über Was-

23
sertiefen (. Abb. 2.87).

. Rutschung, Llangranog, Wales

2

135

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.85 Klassifizierung von Spurenfossilien,
basierend auf Interpretationen der Aktivität der

Organismen (nach Seilacher 2007)

Cubichnia

Ruhespuren

Repichnia

Domichnia

Kriechfährten

Wohnbauten,
und

Grabgänge

Kriechspuren

Kriechspuren

Lebensspuren

Passichnia

Fodinichnia

Weidespuren

Fressspuren

Fressspuren
z Stromatolithen und verwandte Strukturen

Stromatolithen sind laminierte Strukturen (Laminae < 1 mm,
häufig zerknittert oder gebogen), die im Allgemeinen in feinkör-
nigen Karbonaten zu finden sind. Sie entstehen durch Einfangen
von Karbonatsedimenten, die wiederum durch Bindungsaktivitäten
von Blau- und Grünalgen (Bildung mikrobieller Matten) entstehen

(. Abb. 2.88). Die resultierenden Strukturen sind häufig halbku-
gelförmig, können jedoch in einer Vielzahl von Formen auftreten.

Thrombolite ähneln Stromatolithen, werden jedoch durch Cyano-
bakterien aufgebaut und sind ohne innere Strukturen. Onkoide
werden ebenfal s durch Cyanobakterien gebildet und sind irreguläre
konzentrische Strukturen (Millimeter bis Zentimeter im Durchmes-
ser), die als Klasten innerhalb von Karbonaten auftreten.

. Scolicia, Nordspanien (Skala 17 cm)

. Stromatolith, Almeria, Spanien (Skala 30 cm)

. Zoophycos, Almeria, Spanien

136

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.86 Klassifizierung von Spurenfossilien

1.

nach ihrem Verhalten. Hauptkategorien mit

2.

3.

4.

typischen Beispielen. Agrichnia = Fallen und

2

Kultivierungsspuren, Cubichnia = Ruhespuren,

Domichnia = Wohnbauten-Spuren, Fodinich-
nia = Fressspuren, Fugichnia = Fluchtspuren,

3

Pasichnia = Weidespuren, Repichnia = Kriechspu-

Agrichnia

Repichnia
ren. 1 Phycosiphon, 2 Palaeodictyon, 3 Nereites,

4 Anomoepus, 5 Diplocraterion (U-Form) und

4

Gastrochaenolites, 6 Thalassinoides, 7 Ophiomor-
pha, 8 Skolithos, 9 Rusophycus, 10 Asteriacites,

5.

6.

7.

8.

9.

10.

11 Zoophycos, 12 Chondrites, 13 Cosmorpaphe,

5

14 Spirorhaphe. (Nach Benton und Harper 2009;

Stow 2006)

6

Fugichnia

Domichnia

Cubichnia

7

11.

12.

13.

14.

8

9

Fodinichnia

Pasichnia

10

11

12
sandige Küste

13
halb-
verfestigtes

Fels-

Substrat
küste

Meeresspiegel

14
sublittorale Zone

15

200 m
bathyale Zone

16
abyssale

2000 m

Zone

17
flachmarin
tiefmarin
einfache Grabgänge
komplexe Grabgänge

18

19

2.

5.

6.

9.

12.

14.

19. 22.

26.

1.

20

10.

17.

3.

7.

13.

15.

20.

24.

25.

21

18.

22

4.

8.

11.

16.

21.

23.

23

Felsküste
halbverfestigtes
sandige Küste
sublittorale Zone
bathyale
abyssale Zone

Substrat

Zone

. Abb. 2.87 Ichnofaziestypen, benannt nach den dort am häufigsten auftretenden Ichnofossilien (nach Frey und Pemberton 1984)

2

137

2.4 • Sedimentgesteine

. Abb. 2.88 Mikrobiell gebildete Laminite und

Stromatolithen (nach Stow 2006)

mikrobielle Laminite
säulenförmige Stromatolithen
kuppelförmige Stromatolithen
neben mikrobiellen Laminiten

2.4.8 Sedimentgesteine
k Brekzie
k Konglomerat

. Konglomerat (Skala 30 cm)

. Brekzie (Skala 10 cm)

Farbe: variabel – abhängig von Komponenten

Farbe: variabel – abhängig von Komponenten

Textur: gerundete Klasten (> 2 mm Durchmesser) – Kies- bis Boul- Textur: Eckige Klasten (> 2 mm Durchmesser) – von Kies bis Blöcke-dergröße – in einer feinerkörnigen Matrix (häufig sandig, auch tonig) größe – in einer feinerkörnigen Matrix (häufig sandig, auch tonig)

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet. Klasten können auch Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet. Sowohl klasten- als ein Dachziegelmuster zeigen. Sowohl klasten- als auch matrixge- auch matrixgestützte Brekzien möglich
stützte Konglomerate möglich

Mineralogie: abhängig von Liefergebiet und Klastenzusammenset-

Mineralogie: abhängig von Liefergebiet und Klastenzusammenset- zungen. Polymiktisch (mehrere Klastenarten), monomiktisch (eine
zungen. Polymiktisch (mehrere Klastenarten), monomiktisch (eine Klastenart).

Klastenart)

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit hoher Energie. In ver-

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit hoher Energie. In ver- schiedenen Ablagerungssystemen zu finden (z. B. Al uvialfächern).

schiedenen Ablagerungssystemen zu finden (z. B. Flusssysteme, Häufig nahe am Liefergebiet (kurzer Transport)

Strand, tiefmarine Canyons)

138

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
k Sandstein
k Grauwacke

2

3

4

5

6

7

8

. Sandstein (Skala 2,2 cm)

. Grauwacke (Skala 2 cm)

Farbe: variabel. Oft rot, braun, grünlich, gelb, grau oder weiß – ab- Farbe: grau, schwarz

9
hängig von Komponenten

Textur: fein- bis grobkörnig (max. 2,0 mm Durchmesser). Quarz-,

Textur: fein- bis grobkörnig (0,063 bis max. 2,0 mm Durchmesser. Feldspat- und Gesteinsfragmente in einer Matrix (bis 15 %). Frag-

Quarz-, Feldspat- und Gesteinsfragmente in Matrix/Zement. Frag- mente sind eckig bis gut gerundet.

10
mente sind eckig bis gut gerundet.

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in-

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in- terner Strukturen möglich)

11
terner Strukturen möglich)

Mineralogie: abhängig von Liefergebiet und Komponenten

Mineralogie: abhängig von Liefergebiet und Komponenten

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit mittlerer Energie

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit mittlerer Energie. In

12
verschiedenen Ablagerungssystemen zu finden (z. B. Flusssystemen, k Siltstein

Strand, Deltas).

13
k Arkose

14

15

16

17

18

19

. Siltsteinschichten in Tonstein (Skala 20 cm)

. Arkose

Farbe: variabel – schwarz, grau, braun, gelb, weiß

20

Farbe: rot, pink

Textur: feinkörnig (< 0,063 mm Durchmesser). Quarz- und Feldspat-

Textur: fein- bis grobkörnig (max. 2,0 mm Durchmesser. Überwie- fragmente in Matrix/Zement. Fragmente sind eckig bis gut gerundet.

gend Quarz- und Feldspatfragmente (25–50 %) in Matrix/Zement. Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in-

21

Fragmente sind eckig bis gut gerundet.

terner Strukturen möglich)

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in- Mineralogie: Quarz und Feldspat – abhängig von Liefergebiet und 22
terner Strukturen möglich)

Komponenten

Mineralogie: abhängig von Liefergebiet und Komponenten – oft ein Vorkommen: indikativ für Strömungen mit niedriger Energie. In

Verwitterungsprodukt von Granitoiden
ruhigen Ablagerungssystemen zu finden.

23

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit mittlerer Energie

2

139

2.4 • Sedimentgesteine
k Tonstein
oberhalb der Karbonat-Kompensationstiefe. Häufig in Verbindung
mit anderen Kalksteinarten.

- Oolithischer Kalkstein – Ooide sind kugelförmige Körner aus

Calciumcarbonat (< 2 mm im Durchmesser), die sich durch Aus-
fäl ung in flachmarinen Bereichen mit höheren Energien bilden.

- Kreide/Mikrit – ein feinkörniger Kalkstein. Kreide entsteht aus

Mikrofossilien (Coccolithen) im tiefmarinen Bereich. Mikrit
ist ein allgemeiner Begriff für feinkörnigen Kalkstein.

- Travertin/Tuff/Tropfstein – ein feinkörniger Süßwasserkalk-
stein, häufig in Höhlen zu finden (Stalaktiten – von Decke
wachsend, Stalagmiten – vom Boden wachsend).

k Dolomit (Dolostein)

. Kieseliger Tonstein (Skala 20 mm)

Farbe: variabel – schwarz, grau, braun, gelb, grün, rot, weiß

Textur: sehr feinkörnig (< 0,0039 mm Durchmesser). Individuelle

Fragmente sind nicht sichtbar.

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in-
terner Strukturen möglich)

Mineralogie: Quarz, Feldspat, Tonminerale – abhängig von Liefer-
gebiet und Komponenten

Vorkommen: indikativ für Strömungen mit sehr niedriger Energie.

In sehr ruhigen Ablagerungssystemen zu finden.

k Kalkstein (Kalksteinarten – muscheliger Kalkstein,

. Dolostein (Skala 2,5 cm)

Mikrit etc.)

Farbe: weiß, cremig, grau

Textur: Dolostein ist manchmal primär, aber normalerweise sekun-
där (ein diagenetisch alterierter Kalkstein). Texturen sind manchmal
wie die des Ursprungsgesteins, können aber auch sehr alteriert sein

(granular bis feinkörnig)

Struktur: strukturlos bis geschichtet. Interne Strukturen sind manch-
mal vorhanden.

Mineralogie: überwiegend Dolomit. Manchmal mit Calcit oder

Quarz/Chert

Vorkommen: oft assoziiert mit anderen Kalksteinen
k Eisenstein

. Bioklastischer Kalkstein (Skala 2,2 cm)

Farbe: reiner Kalkstein ist oft grau, weiß oder cremig, unreiner Kalk-
stein kann rot, braun oder schwarz sein

Textur: variabel und abhängig von Fossilgehalt und Größe. Von fein-
körnig (Mikrit/Kreide) über kristallin (manchmal zuckerartig) bis
konglomerat- oder brekzienartig

Struktur: strukturlos oder gradiert/geschichtet (mit einer Reihe in-
terner Strukturen möglich). Großstrukturen (z. B. Riffkörper) sind
manchmal gut entwickelt.

Mineralogie: überwiegend Calcit. Andere Mineralien sind häufig
vorhanden (z. B. Quarz – als Körner oder in Form von Chert).

Vorkommen: biochemische Gesteine häufig aus Resten von Organis-

. Eisenstein (Skala 2,2 cm)

men (Schalen, Skelette), Karbonatklasten (Intraklasten), oder ande- Farbe: braun, rot, grün, gelb
ren Fragmenten (Ooiden, Peloiden). Normalerweise flachmarin und Textur: fein- bis grobkörnig, manchmal mit Oolithen (Eisenoolith)

140

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Struktur: häufig geschichtet

Vorkommen: überwiegend marin, oft mit anderen marinen Sedi-

Mineralogie: eisenhaltige Mineralien (mindestens 15 % Fe), z. B. Si- menten assoziiert. Fundstellen für Guano sind ozeanische Inseln und derit, Hämatit, Chamosit, Magnetit, Pyrit

Küstengebiete (Lebensraum vieler Vögel).

2

Vorkommen: oft assoziiert mit Chert, Kalkstein und anderen Sedi-
mentgesteinen
k Torf

3
k Chert (Feuerstein)

4

5

6

7

8

9

1cm

. Torf

10

1cm

Farbe: Braun, schwarz

11

Textur: deutliche Pflanzenreste zu erkennen

. Feuerstein

Struktur: geschichtet

Mineralogie: organisches Material (ca. 60 % C), häufig Pflanzenreste

12

Farbe: grau, schwarz

Vorkommen: Sumpfgebiete. Assoziiert mit anderen Sedimenten

Textur: feinkörnig, mit muscheligem Bruch

Struktur: knollenartig, manchmal geschichtet
k Anthrazit

13

Mineralogie: mikrokristalliner Quarz

Vorkommen: oft mit Kalkstein assoziiert. Besondere Formen sind

14

Diatomit (Kieselgestein aus Diatomeenskeletten) oder Radiolarit

(Kieselgestein aus Radiolarienskeletten).

15
k Phosphat

16

17

18

19

. Anthrazit (Skala 2,5 cm)

20

Farbe: schwarz, oft metallisch glänzend

Textur: feinkörnig

21

Struktur: geschichtet (Flöze)

Mineralogie: Kohlenstoff (ca. 94 %), selten Pflanzenreste

22

. Phosphat (Skala 2,2 cm)

Vorkommen: assoziiert mit anderen Sedimentgesteinen. Kontinen-
tales Ablagerungsmilieu

Farbe: schwarz, braun, gelb, weiß

23

Textur: fein- bis grobkörnig, geschichtet bis massiv, manchmal oo-
lithisch oder erdig (Guano)

Struktur: häufig knollenartig (geschichtet)

Mineralogie: Phosphate (überwiegend mit K, Fe oder Al verbunden)

2

141

2.5 • Ablagerungssysteme

2.5 Ablagerungssysteme

2.5.2 Ablagerungsmilieus

Sedimente und Sedimentgesteine können hinsichtlich ihrer Fazies

2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

(d. h. den verschiedenen Merk malen, welche das Sediment oder

Sedimentgestein beschreiben und dabei helfen, es von den Ein-

Tektonik ist eine der wichtigsten Einflussfaktoren auf Sedimentation. heiten zu unterscheiden, welche ober- oder unterhalb und lateral

Dies wird durch die Einflussnahme auf die Beckenbildung (d. h. den liegen) charakterisiert werden (. Tab. 2.32). Im Idealfall können Beckentyp) als auch auf die Beckenfül ungsarchitektur (d. h. die Ver- Fazies extrapoliert werden, um eine Aussage über die Bedingun-teilung von Sedimenten in Zeit und Raum innerhalb des Beckens) gen, unter denen das Sediment abgelagert wurde, zu machen (z. B.

erreicht. Eine Vielzahl von Beckenarten wurde identifiziert; die Klas- hoch-/niedrigenergetisch, marin/nicht marin etc.). Anschließend
sifizierung basiert auf drei Faktoren (. Tab. 2.31):

-
können Fazies in Faziesassoziationen oder Sequenzen, welche
die Art der Kruste unterhalb des Beckens (z. B. kontinental,
häufig mit architektonischen Elementen (d. h. den strukturellen
ozeanisch),

-

Elementen) eines Ablagerungsmilieus zusammenhängen, geglie-
das weitere tektonische Umfeld (z. B. extensiv, kompressiv),

-
dert werden. Mit wachsender Menge an Informationen wird es zu-
die Position des Beckens auf der Platte.

nehmend möglich, das Ablagerungssystem zu identifizieren und
zu interpretieren.

Jedes Becken hat seine eigene Entstehungsgeschichte und Entwick-

Eine Faziesanalyse beinhaltet sowohl die Beschreibung der Ge-
lung, basierend auf:

-
steinseinheit als auch die Beschreibung seiner Geometrie oder Form,

Beckentektonik – z. B. anfängliche Bildung, becken-modifizie-
und davon ableitend die Geometrie oder Form der großräumigen Se-
rende Tektonik (d. h. Extension, Kompression etc.),

-
dimenteinheiten (. Abb. 2.89). Außerdem ist es wichtig, die Grenzen

Ablagerungsmilieus – z. B. kontinental oder marin (tief/flach), zwischen den verschiedenen Einheiten zu beschreiben.

Klima (arid/tropisch etc.), Sedimenteintragsrate, Sedimentart,
proximale/distale Variationen usw.

. Tab. 2.31 Klassifizierung von Sedimentbecken mit Beispielen (nach Blatt et al. 2006)

Beckenart

Beschreibung

Moderne Beispiele

Historische Beispiele

Extensional

Terrestrische Riftbe-

Rift innerhalb kontinentaler Kruste, oft assoziiert mit

Ostafrika-Rift, Baikal-

Oberrheingraben
cken

Vulkanismus

Riftzone

Proto-ozeanischer Rift

Ozeanisches Becken im Anfangsstadium mit neuer ozeani-

Rotes Meer (Ägypten)

Ostgrönland im Jura
scher Kruste. Die Ränder bestehen aus jungen kontinenta-
len Riftbecken

Intraplattenumgebung

Kontinentalsohle und

Kontinentalränder im späten Riftstadium in einer Intraplat-

Nordwestrand Europas

Paläözoische Ränder des Konti-

-terrasse
tenumgebung am Kontinent/Ozean-Übergang
nents Avalonia (Frühpaläozokum)

Intrakratonisches

Breites kratonisches Becken mit fossilem Graben in der

Tschadbecken (Afrika)

Michigan-Becken und Willis-

Becken

Axialzone
ton-Becken (USA) im Paläozoikum

Aktives ozeanisches

Becken mit ozeanischer Kruste, das an divergenten Plat-

Pazifischer Ozean

Troodos-Ophiolith (Zypern)

Becken
tenrändern entsteht (Dehnung immer noch aktiv)

Kontinentalplattform

Stabile Kratone, bedeckt mit geringmächtigen und weit-

Barentssee (Asien)

Nordamerika im mittleren Paläo-
verbreiteten Sedimenten
zoikum

Konvergent

Trench

Durch die Subduktion von ozeanischer Kruste entstan-

Chile-Trog

Schweizer Kreide
dene, tiefe Tröge

Forearc-Becken

Becken innerhalb eines Inselbogen-Trogsystems

Banda Forearc, Luzon

Midland-Trog, Schottland im Silur

Forearc (Asien)

Intraarc-Becken

Becken entlang einer Inselbogen-Plattform mit darüber

Lago de Nicaragua

Nord-Armorisches Massiv, Frank-
liegenden und überlappenden Vulkanen

(Zentral amerika), Süd-
reich, im oberen Proterozoikum,
westen Japans (Asien)

Fairway-Aotea-Becken (Asien)

Backarc-Becken

Ozeanisches Becken hinter einem intraozeanischen, mag-

Marianengraben, Oki-

Walisisches Becken im Paläozoi-
matischen Inselbogen und kontinentales Becken hinter
nawa-Trog (Asien)

kum
einem am Kontinentalrand liegenden magmatischen Insel-
bogen ohne Vorlandfalten- und Überschiebungsgürtel

Peripheres Vorland-

Bildet sich auf der Platte, die im Rahmen der Plattenkolli-

Persischer Golf

Schweizer Molassebecken (mitt-
becken
sion subduziert oder unterschoben wird (d. h. der äußere
leres Cenoman, Kreide)

Bogen des Orogens)

142

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Tab. 2.31 ( Fortsetzung) Klassifizierung von Sedimentbecken mit Beispielen (nach Blatt et al. 2006)

Beckenart

Beschreibung

Moderne Beispiele

Historische Beispiele

2

Retroarc-Vorlandbe-

Bildet sich auf der Platte, die im Rahmen der Plattenkon-

Becken in den Anden

Norddeutschland im Spätkarbon
cken
vergenz oder -kollision überschoben wird (hinter dem

3
magmatischen Inselbogen, der mit der Subduktion der
ozeanischen Lithosphäre verbunden ist)

Huckepack-Becken

Entstehung und Transport eines Beckens auf einer Über-

Peshawar-Becken

Ainsa-Becken (Spanien, Tertiär)

4
schiebung

(Pakistan)

Transform

5

Transtensionales

Entstehung eines Beckens infolge von Extension entlang

Chihuahua-Trog

Pannonisches Becken (Pliozän),

Becken
einer Transform-Störungszone

(Mexico)

Totes Meer (Israel/Jordanien)

6

Transpressionales

Entstehung eines Beckens infolge von Kompression ent-

Santa-Barbara-Becken,

Dinariden (Oligozän)

Becken
lang einer Transform-Störungszone

Ridge-Becken (USA)

7

. Tab. 2.32 Sequenzen: Terminologie, Mächtigkeit und Zeitrahmen (ka: 1000 Jahre; Ma: Millionen Jahre. (Nach Stow 2006)

8

Faziesassoziationen

Beschreibung

Schichtdicke (in m)

Zeitrahmen

Sedimentfazies (Lithofazies)

Sediment/Sedimentgestein, das bestimmte physikalische,

Ca. 0,01–1,0

Stunden (z. B. Turbidit- oder

9
chemische und/oder biologische (z. B. Biofazies, Ichnofa-

Flut ablagerung) bis 10–20 ka
zies) Merkmale widerspiegelt

(z. B. tiefmarine Tone)

Fazieszyklen (u. a. Sequenzen,

Rhythmische Wechsel von zwei oder mehr Fazies oder

Ca. 0,5–5,0

Ca. 10–100 ka

10

Zyklotheme, Rhythmen)

kleindimensionale, systematische Wechsel der Schicht-
mächtigkeit, Korngröße usw.

11

Strukturelle Elemente

Großdimensionale 3D-Bausteine von Ablagerungssys-

Ca. 5–100

Ca. 100 ka–1,0 Ma
temen. Sie repräsentieren bestimmte Untermilieus (z. B.

Rinnen, Loben)

12

Faziesvergesellschaftungen

Komplexe Anordnung verschiedener Fazies, Zyklen, Meso-

Ca. 50–250

Ca. 0,5–10 Ma

(inkl. großdimensionaler Se-
sequenzen und Elemente, zusammengefasst zu einzelnen,

13
quenzen, Makrosequenzen)

für bestimmte Ablagerungsräume typische Einheiten (z. B.

Tiefseefächer, Alluvialfächer)

Beckenfüllungen (Megase-

Mächtige sedimentäre Abfolgen, die verschiedene Ele-

Ca. 250 bis > 1000

< 1100 Ma

14
quenzen)

mente und Faziesvergesellschaftungen umfassen und die
gesamte Füllung eines Sedimentbeckens repräsentieren

15

Schichtgeometrie

16

17
tafelförmig
gewellt
linsenförmig
keilartig

18

Geometrie von Sedimentkörpern/-einheiten

19

20
plattenförmig
deckenartig

Fließrinne

Rinnengürtel

21

22

23
linsenförmig

Keil

Loben

Lobenbündel

Fächer

. Abb. 2.89 Typische Formen einzelner Schichten und großdimensionaler Sedimentkörper (nach Stow 2005; Brown und Fisher 1980)

2

143

2.5 • Ablagerungssysteme
z Fluviale und Schuttfächer-Ablagerungssysteme
z Wüstenablagerungssysteme (. Abb. 2.92)

(. Abb. 2.90 und 2.91)

Vorkommen: in ariden und semi-ariden Gebieten (Niederschlag

Vorkommen: kontinentale, subaeriale Ablagerungssysteme, vorzu- < 10 cm/Jahr). Hauptkontrollmechanismus ist Niederschlagsarmut.

finden in einer großen Vielfalt an Klimaten und Orten

Ablagerungsmilieus: Ergs (Sandmeere) mit Dünen (mehrere Ar-

Ablagerungsmilieus: Fächer – in proximalen Bereichen/distalen Be- ten), Steinwüsten, Playaseen, vorübergehende Ströme (Wadis)

reichen sind fluviale Fächer/Playasee; Fluss – mäandrierend (Flut- Schichtgeometrie: Sanddecken und -linsen (Dünen – unterschied-
ebene/Auenfläche, Bank/Levee/Uferdämme, Durchbruchsfächer, liche Arten, z. B. Sichel- oder Langdünen), Schutt- und Schlamm-

Gleithang), Strominseln (verzweigte Flüsse)

ströme/Konglomerate (Wadis)

Schichtgeometrie: deckenartig in Fächern, kanalisiert in Flüssen

Ablagerungsprozesse: Schutt und Schlammströme/Strömung (Wa-

Ablagerungsprozesse: Massenströme bei Fächern, Strömungsakti- dis), äolische Prozesse (inkl. Körnerstrom), Evaporation
vität in beiden, lokale Boden- und Kohlebildung

Sedimentäre Strukturen: grobskalige Kreuzschichtung, Parallel-

Sedimentäre Strukturen: Schuttstrom/Schlammstrom und Schicht- schichtung, unsortierte Einheiten (Wadi)

fluten in Fächern, Parallel- und Kreuzschichtung/-lamination in Lithologien: Sandstein, Siltstein, Konglomerate/Brekzien, typischer-

Flüssen. Dachziegel agerung in Geröllen
weise von roter/gelber Farbe. Evaporite, lokale Duricrusts. Sandkör-

Lithologien: Konglomerate (Brekzien), Sandstein, Siltstein, Tonstein. ner können glattgeschliffen sein, ebenso glattgeschliffene Gerölle Farbe: typischerweise rot/gelb/braun. Lokale Paläosole (Duricrusts) (Windkanter). Windabgelagerte Silte (Löss)

und Kohlen. Gröbere Sedimente häufig strukturell unreif in proxi- Paläoströmungen: verschiedene Richtungen, zusammenhängend
malen Teilen des Fächers.

mit vorherrschenden Winden

Paläoströmungen: weitgehend in eine Richtung

Fossilien: selten Fossilien

Fossilien: selten Fossilien, hauptsächlich Pflanzen in Flutebene

Faziesassoziationen: Schuttfächer, ephemere Seen und Flüsse

Faziesassoziationen: Fächer – Playa-(ephemer-)see/Endsee, Wüste

(Dünen): Flüsse – Seen-, Delta- oder Mündungsumgebungen
gerade
mäandrierend
verz e
w ig v

/
t erfl c
o h e
t n
verne z
t t
a

Auenfläche

Totarm

Gleithang

Durchbruchsfächer/

Überflutungssedimente

(crevasse splay)

Erosionsrinne

(Chute)

Sumpfgebiet

Mäandergürtel

Uferbank/Damm

(Levee)

Prallhang

Überflutungs-
ablagerung

Sohlenpflaster
b

Talweg

. Abb. 2.90a–c Fluviatile Ablagerungssysteme. a Flussbettformen (nach Nichols 2009), b Mäandrierendes Flusssystem, c Verflochtenes Flusssystem (beide nach Einsele 1992)

144

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
bewachsene Sedimentbänke

Longitudinalbänke

2

3

4

Proximal

5

6
ehemalige, mittlerweile

7

Überflutungsebene
bewachsene Sedimentbänke

8

Longitudinalbänke

9

10

Distal

11

Überschwemmungs-
ablagerungen/Auen-

12
ablagerungen

Bankoberflächen
c
mit Schrägschichtung

Rinnenablagerungen

13

. Abb. 2.90a–c ( Fortsetzung) Fluviatile Ablagerungssysteme. a Flussbettformen (nach Nichols 2009), b Mäandrierendes Flusssystem, c Verflochtenes Flusssys-14
tem (beide nach Einsele 1992)

15

Zufuhrrinnen

Fächerapex

16

Fächerrinnen
aktive „Lobe“-Ablagerung

17

18

Schichtflut- und fluviale

Ablagerungen

19

Störung

20

See

Fächerfront

21
proximaler Bereich
des Schwemmfächers

22

23
distaler Bereich
a
des Schwemmfächers

. Abb. 2.91a,b Alluviale Ablagerungssysteme. a Proximaler bis mittlerer Fächer und distaler Bereich ( fan delta) (nach Einsele 1992), b Charakteristische Schichtablagerungen durch Schuttstrom- oder Schichtflutsedimentation in Schwemmfächern (nach Nichols 2009)

2

145

2.5 • Ablagerungssysteme

– schlecht sortiert

– moderat sortiert

– willkürliche Orientierung

– Klasten zeigen
der Klasten

Dachziegellagerung

– matrixgestützt

– klastengestützt

– keine sedimentären

– normale Gradierung

Strukturen
b

S h
c
l
b
a
m
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i
h
c

S
a
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u
lf
t
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a
l
b
g
n
u
n
e

. Abb. 2.91a,b ( Fortsetzung) Alluviale Ablagerungssysteme. a Proximaler bis mittlerer Fächer und distaler Bereich ( fan delta) (nach Einsele 1992), b Charakteristische Schichtablagerungen durch Schuttstrom- oder Schichtflutsedimentation in Schwemmfächern (nach Nichols 2009)

Dünenmorphologien (Sandmeer)

Wadi (Trockental)

Zwischen-Dünen-Bereich
vorherrschende

Windrichtung

Draa-Düne

(Binnendüne)

Stern-Düne

Playasee

Längsdüne

Querdüne/

Sicheldüne

Walldüne

. Abb. 2.92 Wüstenablagerungssysteme und Hauptdünenformen (nach Einsele 1992).

z Lakustrine Ablagerungssysteme (. Abb. 2.93)

Faziesassoziationen: Flüsse (Flutebene), Wüsten, Schuttfächer, Fä-

Vorkommen: kontinentale, subaeriale Ablagerungssysteme, cherdelta, Delta
vorzufinden in einer großen Vielfalt an Klimaten und Orten

Ablagerungsmilieus: diverse Gewässer (Süßwasser/Salzwasser), un- z Deltaische Ablagerungssysteme (. Abb. 2.94)

terschiedliche Tiefen und Größen, dichte Trennlinie (d. h. Sprung- Vorkommen: Stellen, an denen Flüsse in Seen oder ins Meer fließen
schicht zwischen Epilimnion (Oberflächenwasser) und Hypolimnion Ablagerungsmilieus: Deltaebene (Rinnen, Durchbruchsfächer,

(Tiefenwasser)), Strand/Flachwassergebiete/ Hang (Rutschungen)/ Flutebenen – Seen, Sümpfe), Deltafront (Mündungsbarren), Pro-
tieflakustrine Gebiete (Turbidite, feinkorniges Sediment),
delta-Zone (Hang)

Schichtgeometrie: dünn geschichtet/laminiert, deckenartige Geo- Schichtgeometrie: linsenförmige Deltaebene-Rinnen, dünn ge-
metrie
schichtete prodeltazonale Ablagerungen

Ablagerungsprozesse: Wellenprozesse (inkl. Stürme), Massenströme Ablagerungsprozesse: fluviale Prozesse (Deltaebene), Wellen, Ge-

(Turbiditströmungen), Zufluss mit geringerer ( hypopycnal flow) oder zeiten und Strömungen (Deltafront), Rutschungen/Massenströme
höherer ( hyperpycnal flow) Dichte als der des Gewässers, Evapora- (Deltahang)

tion/Ausfäl ung (besonders in chemischen Seen, z. B. Totes Meer)

Sedimentäre Strukturen: Kreuzschichtung/-lamination in Rinnen

Sedimentäre Strukturen: Wellenrippel, feine Parallel amination und Mündungsbarren der Deltaebene, Fiederschichtung (bidirekti-

(inkl. Warven, d. h. jährliche Ablagerung, mit einer hellen Sommer- onale Schrägschichtung) in gezeiten-dominierten Deltas, flaser- und
und einer dunklen Winterschicht), gradierte Schichten, Rutschungen. wellige Schichtung, Rutschungen (Deltahang)

Lithologien: Sandstein, Siltstein, Tonstein, Kalkstein, Evaporite. Bis- Lithologien: Sandstein, Tonstein, Konglomerate (selten, außer in weilen Konglomerate. Bisweilen Vulkanite (z. B. Asche – wird zur Gilbert-Deltas, die durch grobe Sedimente ausgebildet sind), Kohlen

Datierung verwendet). Im Allgemeinen helle Farbe (Grau-, Gelb- und Bodenbildung (Flutebene)

und Cremetöne), dunkler in an organischem Material reichen Ab- Paläoströmungen: Progradationsrichtung
lagerungen)

Fossilien: terrestrische und Süßwasserfossilien in proximalen, ma-

Paläoströmungen: wenig
rine Fossilien in distalen Bereichen

Fossilien: abhängig vom Chemismus des Sees – Algenmatten, Süß- Faziesassoziationen: Flüsse, flachmarine klastische Systeme
wasserfossilien

146

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Turbidit

Seeoberfläche

2

Thermokline

3

4

5
oxisch

Epilimnion (warm)

6

Thermokline

Epilimnion

Hypolimnion (kalt)

7

(warm)

Hypolimnion (kalt)

a
anoxisch

8
oberflächige Salzkrusten,

9
in Polygone zerbrochen

Sanddüne

Quelltravertine

10

Überflutungsstufe

11

12
kalkhaltige Krusten
flache Sandflächen
und Porenzementation

13
b
flache Tonflächen

14

. Abb. 2.93a,b Lakustrische Ablagerungssysteme. a Generalisiertes Faziesmodel für einen ganzjährig wasserführenden See, b Faziesmodel für einen Playasee (kontinentale Sabkha) (nach Einsele 1992)

15

16

Wattebene,

Sumpfgebiet

Flussebene

Strandwall (Chenier)

Flachwassersee

17

Flussmündung, Sandbarren
inaktive Rinne

18

19

Ästuar

20

. Abb. 2.94a–c Deltaische Ablagerungssys-
teme. a Allgemeines Ablagerungsmodell für ein

21

Lagune

Deltasystem (nach Einsele 1992), b Klassifizie-

Deltaplattform
rung von Deltas anhand von Korngrößen (nach

Prodeltahang

Nichols 2009), c Morphologische Variationen in

22
a

Schelf

Deltas entsprechend ihrer Kontrollmechanismen

(nach Einsele 1992)

23

2

147

2.5 • Ablagerungssysteme

. Abb. 2.94a–c ( Fortsetzung) Deltaische

Ablagerungssysteme. a Allgemeines Ablage-
rungsmodell für ein Deltasystem (nach Einsele

1992), b Klassifizierung von Deltas anhand von

Kies

Korngrößen (nach Nichols 2009), c Morpholo-

Schwemmfächer

Flüsse
gische Variationen in Deltas entsprechend ihrer

Kontrollmechanismen (nach Einsele 1992)

VerzweigungsebenenKies
und Sand
fluss-
klein
starkes Gefälle
dominiert

Sand

Ton

Einzugsgebiet
und Silt
wellen-
dominiert
groß
gezeiten- schwaches Gefälle
b
dominiert
fluss-
dominiert
fluss- und wellen-

(Vogelfuß)

Sand dominiert
wellen-
dominiert gezeiten-
dominiert

Wattebene

Sandbarren

Unterwasser-Sandbarren

(subaquatische Sandbarren)

c
z Küsten und ufernahe klastische Ablagerungssysteme
z Flachmarine klastische Ablagerungssysteme

(. Abb. 2.95)

(. Abb. 2.96)

Vorkommen: am Rande kontinental-mariner Bereiche

Vorkommen: offene Schelfmilieus (max. Tiefe von 200 m)

Ablagerungsmilieus: Strandbarriere und Barriere-Inseln, Mündun- Ablagerungsmilieus: höher-energetisch oberhalb der Schönwet-
gen, Wattebene, Strand (Schorre oder nasser Strand, Vorstrand)

ter-Wellenbasis ( fair weather wave base), niedrigere Energie unter-

Schichtgeometrie: längliche Linsen (Strand, Barriere-Inseln), Lin- halb der Sturm-Wellenbasis ( storm wave base )

sen mit Erosionsbasis (Priel, Gezeitenkanal), tabulare feinlaminierte Schichtgeometrie: deckenartig mit unterschiedlichen Mächtigkei-

Schlämme (Wattebene)

ten, große Sedimentlinsen (durch submarine Bodenformen entstan-

Ablagerungsprozesse: Wellen-, Gezeiten- und Strömungsprozesse. den, z. B. große Sanddünen und -rippel)

Sturmaktivität

Ablagerungsprozesse: Wellen-, Gezeiten- und Strömungsaktivität,

Sedimentäre Strukturen: Niedrigwinkel-Laminierung/Schichtung Sturmprozesse
und Wellenbearbeitung (Strand), Kreuzschichtung/-lamination Sedimentäre Strukturen: Kreuz- und Planarschichtung/Lamination,

(Gezeitenkanal), Rippel-Kreuzlamination und flaser-/linsenförmige Beulenrippelschichtung, Tempestite.

Schichtung (Wattebene)

Lithologien: Sandsteine, Siltsteine, Tonsteine, selten Konglomerate,

Lithologien: Sandstein, Siltstein, Tonstein, Evaporite. Bisweilen Sedimente in der Regel gut sortiert, gut gerundet. Glaukonitische

Konglomerate (gut gerundet, z. B. Steinstrände)

Sandsteine, Eisensteine (oolithisch). Farbe: braun bis grau (grünlich,

Paläoströmungen: zwei Richtungen in Gezeitengebieten (wo ein wo Glaukonit vorhanden ist)

niedriges Energieniveau eine Erhaltung erlaubt)

Paläoströmungen: sehr unterschiedlich (parallel zum Ufer, land-

Fossilien: flachmarine Ansammlungen, können in Wattebene be- wärts, ablandig)

grenzter sein (aufgrund von Exponierung und/oder erhöhten Salz- Fossilien: flachmarine Ansammlungen. Reichlich Bioturbation
gehalten). Reich an Bioturbation

Faziesassoziationen: Küstenebene, Ästuare (d. h. Trichtermündung

Faziesassoziationen: Küstenebene, flachmarine Systeme
eines Flusses), proximale- und distale Schelfgebiete

148

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.95a–e Küsten und ufernahe klastische

Strandebene/Küstenebene

Ablagerungssysteme. a Wellenentwicklung
oberhalb der Schönwetter-Wellen-Basis in Rich-

2

Küstenhinterland
tung Strand, b Hauptmerkmale von mesotidalen
siliziklastischen Watten ( tidal flats), c Haupt-

Strand-Dünen-Wall
merkmale von Watten assoziiert mit Karbonat-

3
schelfen und -platttformen in warmen humiden

Berme

Schorre/Shoreface

Vorstrand/

Regionen, d Hauptmerkmale von algenreichen

Foreshore
und evaporitischen Watten in warmen ariden

4

Regionen (nach Einsele 1992), e Generalisiertes

Faziesmodel für eine Barriere-Insel ( barrier island
complex) (nach Walker and James 1992)

5

Schönwetter-

Wellen-Basis

6

Sandriffe

7

8
asymmetrische

Rippel
symmetrische

9
a

Rippel

10

Mischebenen (auskeilende

Küstenebene

Salzmarsch
und flaserige Schichtung) Tonebene

11

Sandebenen (Kreuz-
lamination/-schichtung)

Springflutwasser-

12
hochstand (supratidal)

Wasserhochstand

(intratidal), Flut

13

Wasserniedrigstand

(subtidal), Ebbe

14

15
b

16

Trockenrisse
supratidaler

Algensumpf

Caliche-Bildung/

17

Verkarstung

18

Mangroven

Strandrücken

Frühjahrswasser-

19
hochstand

Tümpel
normaler Wasser-
hochstand

Salzkrusten

20

(Salzpolygone)

Wasserniedrigstand

Levee

21
äolische Dünen

(Binnendünen)

c

22

23

2

149

2.5 • Ablagerungssysteme

. Abb. 2.95a–e ( Fortsetzung) Küsten und
ufernahe klastische Ablagerungssysteme. a Wel-

Wüste
lenentwicklung oberhalb der Schönwetter-Wel-

(äolische Dünen)

len-Basis in Richtung Strand, b Hauptmerkmale
von mesotidalen siliziklastischen Watten (tidal
flats), c Hauptmerkmale von Watten assoziiert
supratidale

Salzebenen
mit Karbonatschelfen und -platttformen in
warmen humiden Regionen, d Hauptmerkmale
von algenreichen und evaporitischen Watten in

Düneninsel
warmen ariden Regionen (nach Einsele 1992),
e Generalisiertes Faziesmodel für eine Barrie-
re-Insel (barrier island complex) (nach Walker
and James 1992)

abgeschlossene

Lagune

Salzkrusten

(hypersalinar)

(Salzpolygone)

intratidale algenreiche

Flachebene
d
äolische Dünen

(Binnendünen)

Durchbruchsfächer

Strand

Wattebene

Flutbarren (-delta)

(Salz-)Marsch

Ebbbarren

(-delta)

Priel

Gezeitenkanal
e

Strandbarriere

150

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.96a–d Flachmarine klastische Ab-

Gezeitenzone

Zone des Kontinentalhanges
lagerungssysteme. a Einteilung der verschie-

(litoral), intertidal

(bathyale Zone)

denen marinen Zonen, b Faziesverteilung auf

Meeresspiegel

2
einem sturm-dominierten Schelf, c Faziesver-

Spritzwasserzone

200 m
teilung auf einem gezeiten-dominierten Schelf,

(supralitoral)

flache Schelfregion

~4000 m
d Sanddünen, Sandrippeln und Sandkämme

(sublitoral), subtidal

3
auf einem gezeiten-dominierten Schelf (nach
neritische Zone
abyssaler

Nichols 2009)

Bereich

4
mittlerer Hochwasserstand
mittlerer

Meeresspiegel

Niedrigwasser-
stand

5

Foreshore-Bereich

Schönwetter-Wellen-Basis

Sturm-Wellen-
oberer

Basis

Shoreface-
unterer Shoreface-

Offshore-

6

Bereich

Bereich

Bereich
a

Küstenfacies

7

(Foreshore, Strand etc.)

Schönwetter-

Sturm-Wellen-

Wellen-Basis
oberer Shoreface-

Basis
unterer Shoreface-

Bereich

Off-

Bereich

Meeresspiegel

8
shore

9

Tonstein

Tonstein und dünne Lagen von Sandstein

Sandstein mit Strömungs- und
mit Beulenrippel-Schichtung
wellenbeeinflussten Strukturen
b

10
subtidale Schelfzone

Küste
gezeitengesteuerte Sandkämme

Gezeitenzone

(supratidal)

11
und große Sanddünen

(intertidal)

Meeresspiegel

12

Tonstein
kreuzlaminierte Sandsteine

(gewöhlich mit Bioturbation)

(wenig Bioturbation)

13
c

Sand d ünen

Sand rip p el

Fließrichtung

Sand käm m e

14

15
d

16

17
z Flachmarine karbonatische Ablagerungssysteme

Sedimentäre Strukturen: Kreuzschichtung in oolithischen Bänken,

(. Abb. 2.97)

Feinlamination in niedrig-energetischen Milieus (Lagune/hinterer

Vorkommen: ufernahe Gebiete/Schelfgebiete; im Allgemeinen tro- Riffbereich)

18
pisch/subtropisch; wenig klastischer Eintrag

Lithologien: Kalksteine (z. B. biogen, oolithisch, mikritisch, spari-

Ablagerungsmilieus: Strandbarriere, Lagune, Wattebene, offenes tisch (Sparit ist ein kristalliner calcitischer Zement)), können grob

19

Schelf, Riff; Rampen/Plattformen
sein (z. B. Brekzien in Vorriff); Evaporite. Farbe: blass weiß, creme-

Schichtgeometrie: Riffstrukturen, deckenartige Sedimentkörper auf farben, grau

Rampen

Paläoströmungen: nicht besonders diagnostisch

20

Ablagerungsprozesse: biologische/biochemische Prozesse. Wellen-, Fossilien: reichlich (besonders in Riffen), flachmarine Ansammlun-Gezeiten- und Strömungsprozesse; Sturmprozesse
gen. Reichlich Bioturbation

Faziesassoziationen: karbonatische Küstenlinien, Evaporite

21

22

23

2

151

2.5 • Ablagerungssysteme

. Abb. 2.97a–e Flachmarine karbonatische

Ablagerungssysteme. a Hauptmerkmale eines
hinterer Riffbereich

Riffebene (Rudstone,

Riff komplexes. Der Querschnitt zeigt die in den

Rifffront

Grainstone)

(Boundstone)

verschiedenen Bereichen des Riffes vorkom-

Lagune (Packstone)

menden Morphologien des Korallenwachstums,

Vorriff (Rudstone,
b Typen von Karbonatplatformen (nach Nichols

Grainstone)

2009), c Hauptmerkmale von Karbonatschelf und

-plattform

Rutschungen

(Schuttfächer des Vorriffs/
vorderen Riffbereiches)

Riffkamm

(Boundstone)

Riffkamm

Vorriff

Rifffront

Riffebene

Rückriff
verzweigt
plättchenförmig
krustenbildend
globulär/rund
massiv
a

Riff-Schuttfächer

Rampe
epikontinentale Plattform

10–100 km

100–10 000 km
gesäumter Schelf
isolierte Plattform

10–100 km

1–100 km
versunkene Plattform
b

Karbonatschelf (frühe

Verfestigung und Diagenese)

Karbonatplattform

(mit Riff, Lagune usw.)

teilweise steile Hänge
grober Riffschutt
feiner Riffschutt

Riffschutt

Rutschungen

Schuttströme

(Karbonatbrekzien)

karbonatisches Tiefsee-

Turbidite (Sand und Ton)

Fächerrinnensystem
c

152

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.97a–e ( Fortsetzung) d Morphologische

Grainstone-Linsen

Wackestone/Tonstein

Merkmale einer Karbonat rampe, e Morpho-
supratidale Fazies
logische Merkmale eines Karbonatschelfs mit

2

Packstone/

Riffzaum

Wackerstone

Schönwetter-

Wellenbasis

3

4

Sturm-

Wellenbasis

5
umgelagerter Kalkstein
d

Karbonat-Tonstein (mikritisch)

6

Wackestone/Tonstein

Küstenebene (supratidale Fazies)

Boundstone (Riff)

Innerer Schelf

7

Riffsaum

(küstennah)

Vorriff

8
steiler

Abhang

9

Karbonat-/Ton-

Wechselfolgenkalkhaltige

10

Turbidite
offener Schelfbereich

Rutschungen
umgelagerter Kalkstein

Rudstone (Hangschuttbrekzie)

e

11

. Abb. 2.98 Tiefmarine und klastische Ab-

12

Kontinentalschelf
lagerungssysteme des Kontinentalhangs mit
morphologischen Merkmalen

13

Rutschung

„Spillover“-Bank

14

15

16

17
submarine Fächer

18

Turbidite

Schelfrand (parallele)

Strömungen (Konturite)

19
z Tiefmarine und Kontinentalhang-Ablagerungssysteme

Sedimentäre Strukturen: chaotische oder strukturlose Einhei-

20

(. Abb. 2.98)

ten, gradierte turbiditische Schichten (Bouma-Sequenzen), Kon-

Vorkommen: marine Bereiche in Tiefen > 200 m (Schelfrand)

turite

Ablagerungsmilieus: Hang (Rutschungen, Schelfrand (parallele) Lithologien: Sandstein, Siltstein, Tonstein, Konglomerate, feinkör-21

Strömungen/Konturite – von stetigen Strömungen entlang von Tie- nige Kalksteine. Unterschiedliche Farben – gewöhnlich Grautöne;
fenkonturlinien abgelagert), tiefmarine Fließrinne, Tiefsee-Fächer, Kalksteine sind von hellerer Farbe. Einige Tonsteine können rot sein.

22

Tiefsee-Ebene

Paläoströmungen: Strömungsrichtungen (Sedimentherkunft), her-

Schichtgeometrie: Deckenartige Einheiten, große und kleine Rin- vorragende Sohlspuren (Strömungsmarken, Belastungsmarken usw.)

nenstrukturen (tiefmarine Fließrinnen, Verteilungsrinnen auf Fä- Fossilien: pelagisch (Mikrofossilien), Ichnofossilien (Nereites-Ichno-

23
chern), unregelmäßige Körper (Rutschungen) am Hang, hemisphä- fazies)

rische Bodenformen (Fächer, Loben)

Faziesassoziationen: Schelfsedimente, tiefmarine Karbonate (ab-

Ablagerungsprozesse: Massenströme (Schutt- und Schlamm- hängig von der Karbonatkompensationstiefe), hemipelagische Ab-
ströme, Turbiditströme) und Rutschungen (Hang)

lagerungen

2

153

2.5 • Ablagerungssysteme

. Abb. 2.99a,b Glaziale Ablagerungssysteme.

a Landformen und Ablagerungen kontinentaler

Trogtal

Randmoräne

Eisschilde, b Glaziomariner Eiskontakt

Drumlins

Endmoräne

Esker/Oser

Sander

Kames

Setztill/Grundmoräne

Ablagerungen eines
a
verzweigten Flusses

Toteislöcher

Kontinentaler Eisschild

Setztill

Eisberge

Eisschelf

Kontinentalrand
laminierter Ton

Aquatill

Dropstones/
b

Eisbergdriftlagen
z Glaziale Ablagerungssysteme (. Abb. 2.99)

z Vulkanoklastische Ablagerungssysteme (. Abb. 2.100)

Vorkommen: kontinentale Bereiche, polare oder große Höhenlagen Vorkommen: kontinentale und marine Bereiche vulkanischer Ak-

Ablagerungsmilieus: glazial (supraglazial, englazial, subglazial – tivität
d. h. auf, in oder unter die Eismasse), glaziomarin, glaziolakustrisch, Ablagerungsmilieus: Vulkan (proximal-distal zum Schlot), marine, periglazial (Permafrost)

lakustrische und kontinentale Aufarbeitung von epiklastischem Ma-

Schichtgeometrie: U-förmige Täler, chaotische Schichten (Til- terial
lit – verfestigte glazialer Geschiebemergel/-lehm, Moräne – durch Schichtgeometrie: Topographie bedeckend (z. B. Asche) oder auf-
schmelzende Eismassen erzeugt, können End-, Seiten- oder Grund- füllend (z. B. Ströme)

moränen sein), deckenartige Bodenformen (marine/lakustrische/ Ablagerungsprozesse: pyroklastische Ströme und pulsierende Strö-

Sandur oder Sander), lineare Strukturen (z. B. Esker/Oser), hemi- mungen, Aschefall (durch Luft oder Wasser), Autobrekziierung/hy-
sphärische Bodenformen (z. B. Drumlins, Pingos)

droklastische Fragmentierung, Aufarbeitung (epiklastische Ablage-

Ablagerungsprozesse: Schutt- und Schlammströme, fluvioglaziale rungen). Lahare (Debrite)

Ströme (Schmelzwasser), Kryoturbation (Permafrost), Eisdeforma- Sedimentäre Strukturen: chaotische oder strukturlose Einheiten,
tion (z. B. Gletscherbewegung)

Parallelschichtung, Dünen/Gegenrippel, Schrägschichtung (pyro-

Sedimentäre Strukturen: chaotisch/strukturlos (z. B. Moräne), flu- klastische Ströme). Proximal-distale Verteilung. Fiamme, akkretio-
viatil (Schmelzwasser), lakustrin (Gletscherseen). Inkl. Dropstones näre Lapilli (d. h. Fragmente gebaut von konzentrischer Lagen von (in Seen/im Meer), Warven (Gletscherseen)

vulkanischer Asche). Unterschiedliche Sortierung

Lithologien: Konglomerate/Brekzien, Sandsteine, Siltsteine, Ton- Lithologien: Basalte bis Rhyolithe, lithische, kristallene oder glä-
steine. Schlechte (z. B. Moräne) bis gute Sortierung (z. B. glaziolakus- serne Fragmente. Schlechte bis moderate Sortierung. Farbe variiert
trisch). Glaziale Findlinge. Unterschiedliche Farben – überwiegend nach Zusammensetzung
dunkel

Paläoströmungen: können in pyroklastischen Strömen wichtig sein

Paläoströmungen: Eisbewegungsrichtungen (Dachziegel agerung, Fossilien: selten

Gletscherschliffe), fluvioglaziale Ströme/Sander

Faziesassoziationen: marine/kontinentale Ablagerungen

Fossilien: Fossilien selten

Faziesassoziationen: kontinentale/marine Ablagerung, Permafrost-
gebiete

154

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.100a–d Vulkanoklastische Ablage-

Wind
rungssysteme. a Plinianische Eruptionen mit
konvektive Auftriebszone

Gas-Schub-Phase und konvektiver Auftriebszo-

2
ne. Tephraablagerungen (Bomben und Blöcke,

Gas-Schub-

Lapilli und vulkanische Asche), b das Kollabieren

Phase
einer Eruptionssäule löst pyroklastische Ströme

3
und die Bildung von Ignimbriten mit weitläufi-
gem Fallout aus, c Entwicklung eine Glutwolke

(base surge), d Submarines Eruptionsmodell (alle

4
nach Einsele 1992)

pyroklastische

Schlot

Ascheablagerungen

5

Umlagerung
vulkanische
von Lapilli

Bomben
und Asche

Litho-

6

Asche-TurbiditeBimsstein
klasten

Anstieg des Sortierungsgrades

7

Abnahme der Korngröße
und Mächtigkeit,
a
zunehmender Abstand zum Schlot

8

Ignimbrit-assoziierte Aschewolken
auf Grund des Meerwasserkontaktes

9

Glutlawine

Lahar

10

11
pyroklastische Glutlawinen-
ablagerungen

(Schutt- und Aschestrom,

12

Schlackestrom, Tuff- oder

Ignimbritstrom)

Lahar (vulkanische

Schutt- bis Schlammströme)

tephradominierte submarine

13

Massenströme
submarine
b

Ignimbritströme

14

15

Glutwolke

16

17

Ablagerung durch die Brandung,
partielle Verfüllung von

Mulden und Tälern

Sanddünen/

Antidünen

18
c

Bildung von mächtigen Lagen

19

Höhepunkt der Eruption
eventuell aufschwimmender/

20
treibender Bimsstein

Endphase der Eruption

21

22

23

Kissenlarven und
hyaloklastische Brekzien
d

Turbiditstrom

Asche-Turbidit

2

155

2.6 • Diagenese

2.6 Diagenese
neralen können ebenfal s Zemente bilden, wie z. B. Chlorit, Hämatit,

Dolomit, Siderit, Phosphate, evaporitische Minerale und Zeolithe.

Der Grad der Lithifikation ist abhängig von der Menge an aus-

2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
gefäl tem Zement – ist diese niedrig, kann das Gestein leicht in in-
dividuelle Körner zerlegt werden (d. h. das Gestein ist bröckelig).

Diagenese beinhaltet die physikalischen, chemischen und biologi- Mit steigendem Grad der Zementation wird das Gestein zunehmend
schen Veränderungen, die in einem Sediment als Folge seiner Abla- verhärtet.

gerung und bei relativ niedrigen Temperaturen und Drücken auftre-

Diagenese tritt oft in oberflächennahen Bereichen auf, unterteilt
ten. Diagenese beginnt an der Sediment/Atmosphäre-Grenzfläche; in (. Abb. 2.102):

der Hauptteil jedoch findet nach der Versenkung statt (. Abb. 2.101) - phreatische Zone – die Porenräume sind gesättigt an Fluiden, Die Hauptphasen der Diagenese sind Kompaktion und Zementa-oder
tion, die zur Lithifizierung des Sediments führen. Die geläufigsten - vadose Zone – oberhalb des Grundwasserspiegels, daher

Zemente sind Quarz und Calcit, doch eine Reihe von anderen Mi-
teilweise fluidgefül te und teilweise gasgefül te Porenräume.

Sedimentablagerung

0
synsedimentäre

Prozesse
oberflächen-

Hebungs- oder
nahe

Diskordanz-bezogene

Versenkungs-

(eogenetische) Prozesse

(telogenetische) Prozesse
tiefe

Versenkungs-
prozesse

Versenkungsprozesse

(mesogenetisch)

Zeit
a
synsedimentär

Diagenetische Prozesse innerhalb des Ablagerungsmilieus
eogenetisch

Diagenetische Prozesse innerhalb der Aktivitätszone

(oberflächennah)

oberflächennaher Prozesse und Oberflächen-beeinflusster Fluidmigration
mesogenetisch

Diagenetische Prozesse während der Versenkung,

(Versenkung)

außerhalb der Zone oberflächennaher Prozesse
telogenetisch

Diagenetische Prozesse in Verbindung mit Hebung,

(Hebungs- oder
in Folge oberflächennaher Fluidmigration

. Abb. 2.101 a Übersicht über die verschiede-

Diskordanz-bezogen)

nen diagenetischen Bereiche von Sedimentge-
steinen (nach Harwood 1988), b Die wichtigsten
b
diagenetischen Systeme (nach Blatt et al. 2006)

meteorische vadose Zone

Sedimentob
per
e
ma
r
n
fl
e
ä
n
ch
t
e
er G
marine vadose Zone
rundwasserspiegel
meteorische
phreatische Zone
marine phreatische Zone

Ausläufer von meteorischem Wasser
geringerer Dichte
aufgrund der Wassersäule

Vermischung von meteorischen
und marin
phreatischen Zonen

. Abb. 2.102 Oberflächennahe diagenetische

Milieus (nach Harwood 1988)

156

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

. Abb. 2.103a,b Diagenetisches Potenzial von

1

Quarz

Sedimentgesteinen. a Dreiecksdiagramm von
silici klastischen Endgliedern zeigt den mechani-

2
schen und chemischen Widerstand gegenüber
dia genetischer Verwitterung. Breite des Pfeils
nimmt mit ansteigendem diagenetischen Poten-

3
zial zu. b Dreiecksdiagramm von karbonatischen

Endgliedern zeigt das hohe diagenetische

Potenzial von Aragonit und Hoch-Mg-Calcit-do-
chemisch

4

+
minierten Sedimenten. Breite des Pfeils nimmt
mechanisch
mit ansteigendem diagenetischen Potenzial zu.

stabil

(Nach Harwood 1988)

5

6

7

8
mechanisch stabil
mechanisch +
chemisch instabil
chemisch instabil

9

Feldspat

Gesteinsfragmente

10
niedrig

Mg-Calcit
a

11

12

13
alte
chemisch

+
aragonitarme
strukturell

14

Karbonate
stabil

15

16
moderne

Karbonate

17
strukturell stabil
strukturell +
chemisch instabil
chemisch instabil

18

Hoch-Mg-Calcit

Aragonit

19
b

20

Die wichtigsten regulierenden Mechanismen für diagenetische Pro- Der Grad, in dem ein Sediment umgewandelt werden kann – sowohl
zesse sind:

-
mechanisch als auch chemisch – basiert in hohem Maße auf der

Temperatur (geothermischer Gradient),

Ausgangszusammensetzung (

21

-

. Abb. 2.103).

Sedimentversenkungsrate,

- Sedimentzusammensetzung (Minerale und die in siliciklasti-

22
schen Gesteinen vorkommenden lithischen Fragmente),

-

2.6.2 Klastische Diagenese

Porenwasserchemie,

- Porosität und Permeabilität (der Grad der fluiden Strömung Klastische Diagenese ist die Anfangsphase der Diagenese in klasti-

23
innerhalb des Sediments).

schen Sedimenten und geht einher mit spröder Kompaktion: Durch
den Druck, dem die Sedimentkörner ausgesetzt sind, ordnen sich

Einige Sedimente sind empfänglicher als andere für diagenetische einzelne Körner und Klasten neu an, um Volumen zu reduzieren

Veränderung (man spricht von ihrem diagenetischen Potenzial). (. Abb. 2.104). Diese Verminderung der Porosität führt zu einer

2

157

2.6 • Diagenese
punktuelle Kontakte
flächige Kontakte

1 cm

D
konkav-konvexe Kontakte
suturierte Kontakte

Lösungsrichtung

. Abb. 2.105 Stylolithe in Karbonatgesteinen zeigen die minimale Lösung,
die stattgefunden hat

Meteorische Zemente

. Abb. 2.104 Arten des Kornkontaktes: Es gibt einen progressiven Verlauf

Vadose Zone

Phreatische Zone
der Kompaktion von Punkt- zu Langkontakten (mit einer Reorientierung der

Körner als Folge), nach konkav-konvex und zu suturierten Kontakten (wobei
beide mit einem Grad an Druckauflösung einhergehen). (Nach Nichols 2009)

Zunahme der Sedimentdichte. Der Porositätsverlust (45–25 % in
reinen Quarzsanden) geht einher mit einem Permeabilitätsverlust.

isopach

Die Kompaktionsraten sind variabel und abhängig von:

-

Meniskus

(gleicher Mächtigkeit)

anfänglicher Sedimentsortierung (gute Sortierung vs. schlechte

Sortierung),

- Anteil an feinkörnigem Material (Ton-/Siltgehalt),

- prozentualem Anteil duktiler Körner (z. B. Muskovitkörner,
vadoser

Ton-/Siltklasten),

-

Silt

Versenkungstiefe.

Der Grad der Kompaktion innerhalb eines klastischen Sediments
kann durch Betrachtung der Kornkontakte zwischen den individuel-
len Körnern ermittelt werden (
stalaktitisch

. Abb. 2.104). Steigende Kompaktion
führt am Anfang zu einem besseren Packungsmuster innerhalb des
blockhaft

Sediments. Mit steigendem Druck wird das Sediment dichter und
die Zementation schreitet fort.

z Zementation

Mit steigendem Kompaktionsgrad führt der zunehmende Druck zu
chemischer Kompaktion oder Drucklösung entlang der Korn-Korn-
mikritische

Kontakte. Die so gelösten Stoffe bewegen sich durch den Sediment-

Hülle
körper, um als Zement an einer anderen Stelle ausgefäl t zu werden.

Demnach ist Zementation das Wachstum von authigenen Mineralen

innerhalb des Sediments. Typische Zemente beinhalten Quarz, Cal- . Abb. 2.106 Typische Zemente, ausgefällt in vadosen und phreatischen Teilen der meteorischen, diagenetischen Umgebung (nach Blatt et al. 2006)

cit, Hämatit und Tonminerale.

Kompaktion üblicher (dies führt zu einer Reduzierung der Mäch-
tigkeit von 50 % und mehr). Hierbei bilden sich Stylolithe, die sich

2.6.3 Karbonatdiagenese
durch den Sedimentkörper schneiden und senkrecht zu der Achse
mit der maximalen Belastung ausgerichtet sind (. Abb. 2.105). Die

Diagenese in Karbonaten kann zeitnah nach der Ablagerung einset- verbleibenden Tonminerale lagern sich an den Stylolithspuren an.

zen. Mechanische Kompaktion tritt bei Kalksteinen selten auf und
kann zu gebrochenen Körnern, Bruch und Deformation von Ooiden z Zementation
und Peloiden und der Reorientierung von Körnern zu einer dichteren Die Ausbildung von Zementen in Karbonatsedimenten tritt sowohl

Packungsstruktur führen. Da Karbonate Zemente häufig zu einem in den vadosen als auch in den phreatischen Zonen auf, und füh-
frühen Zeitpunkt im diagenetischen Prozess bilden, ist chemische ren zur Bildung verschiedender Zementtypen (. Abb. 2.106). Da

158

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

Sickerwasser Rückflussmodell

Ganzkörperfossilien

Verdunstung
in Knolle

2
zermalmte Fossilien
in Tonstein

3
a
b

Sabkha oder hypersaline Lagune

Meerwasser

4

Post-Kompaktionsknolle

(spätdiagenetisch)

Prä-Kompaktionsknolle

(frühdiagenetisch)

5
a

Meteorisch-marin/Grundwasser-Vermischungsmodell

. Abb. 2.108 Frühe diagenetische (bevor Kompaktion stattgefunden hat)

6
und spätdiagenetische (nach Kompaktion) Knollen in Tonsteinen. Der Grad
der Kompaktion kann anhand vorhandener frühdiagenetischer Knollen

Regen
eingeschätzt werden nach: (a − b) / a ∙ 100 %. (Nach Tucker 1996)

7

Rekristallisation und Austausch können ebenfal s auftreten.

Meerwasser
meteorisches Wasser

Erstgenanntes weist auf eine diagenetische Reaktion hin, welche nor-

8
malerweise früh in der diagenetischen Entwicklung auftritt, wobei
marines Wasser
ein Mineral zum selben Mineral rekristallisiert (z. B. magnesium-

9
reiches Calcit zu magnesiumarmen Calcit). Bei einem Austausch
b
handelt es sich um eine Reaktion, bei der ein Mineral die Stelle eines
anderen Minerals im Kristallgitter einnimmt (z. B. Calcit wird durch

10

Versenkungskompaktions-/Formationswassermodell

Anhydrit ersetzt, Calcit durch Dolomit).

11
z Dolomitisierung

Dolomit ist ein Gestein, welches zu einem großen Teil oder vol -

Meerwasser
kommen aus dem Mineral Dolomit, CaMg(CO ) , besteht. Während

3 2

12

Dolomit in einigen Milieus primär ausfäl t (z. B. in hypersalinen

Wässern in Seen und Watten), ist die Mehrheit der dolomitischen

Abfolgen sekundär, gebildet infolge des Austausches von Calcit

13

Formationswasser

Kompaktion
durch Dolomit. Dies tritt generell früh in der diagenetischen Ent-
wicklung und in relativ flachen Tiefen auf. Eine Anzahl an Faktoren

14
c
erleichtern die Dolomitisierung, einschließlich

Meerwasser-/Konvektionsmodell

- erhöhte Temperaturen (begünstigen Versenkungs-Dolomitisie-
rung),

15

- erhöhte Karbonat-Ionenkonzentrationen,

Meerwasser

- höhere Mg:Ca-Verhältnisse (begünstigen evaporativen Rück-

16
fluss),

- reduzierte Komplexbildung oder Hydratation von Magnesium-

Ionen (begünstigen Mischbereiche),

17
geothermale Hitze

Meerwasser

- Entzug von Sulfat-Ionen und die

- Anwesenheit bestimmter Mikroben.

18

Vier Hauptmodelle sind zur Erklärung von in großem Umfang statt-
d
findender Dolomitisierung vorgeschlagen worden. Dazu gehören

19

(. Abb. 2.107):

. Abb. 2.107 Vier Modelle für die Prozesse der Dolomitisierung (nach

Sickerwasser-Rückfluss-Modell – Ausfäl ung von Gips aus ma-

Nichols 2009)

rinen Gewässern in Sabkhas (flachen, unregelmäßig überfluteten

20

Oberflächen, sowohl kontinental als auch küstennah) und hypersali-
es sich bei den gebildeten Zementen hauptsächlich um Calcium- nen Lagunen, was einen relativen Anstieg an Mg-Ionen und eine Ab-
carbonat (abgeleitet von dem Muttergestein) handelt, kann frühe nahme an Ca-Ionen zur Folge hat. Das Mg-reiche Grundwasser sinkt

21

Lithifikation auftreten. In der Gezeitenzone kann sich Beachrock (ze- ab, dies führt zu einer Dolomitisierung der liegenden Kalksteine.

mentierte Strandsedimente) bilden, während sich zementierte Ober-

Meteorisch-marin/Grundwasser-Mischungsmodell – Die

22
flächen ( Hardgrounds) auf dem Flachmeerboden bilden können.

Vermischung von Süßwasser mit Meerwasser führt zu einer abneh-

Gleichzeitig mit der Zementation setzt die Verwitterung durch menden Sättigung von Calcit und einer zunehmenden Sättigung von
biologische Aktivität ein.

Dolomit. Daher tritt Dolomitisierung in der Mischungszone auf.

23

Die meisten diagenetischen Prozesse in Karbonaten sind rever-

Versenkungskompaktion/Formationswasser-Modell – Tondia-
sibel. Dieser Prozess (Lösung) führt zur Bildung von sekundärer genese in der Tiefe führt zu einer Anreicherung des Grundwassers Porosität innerhalb von Kalksteinen sowie Karsthohlräumen und mit Magnesium. Das Durchfließen dieses Wassers durch Kalkstein-Lösungsbrekzien.

einheiten kann Dolomitisierung verursachen.

2

159

2.7 • Verwitterung

. Abb. 2.109 Verwitterungsprozesse und ihre

Kontrollmechanismen (nach Nichols 2009)

chemische Verwitterung
physikalische Verwitterung

Lösung

Gefrieren-Auftauen

Hydrolyse

Salzwachstum

Oxidation

Temperaturänderungen

Wasserchemie

Wasser

Temperatur
pH-Wert

Verfügbarkeit

Reaktionsgeschwindigkeit

Oxidationsmittel

Salinität

Schwankungen
klimatische Region

Geomorphologie

. Abb. 2.110 Chemische Verwitterung von
silikatischen Mineralen (nach Nichols 2009)

GESTEINSBILDENDE Si-MINERALE
zu chemischer steigende Resistenz

Olivin

VERWITTERUNGSPRODUKTE

Ca-Feldspäte

Pyroxene

Tonminerale

Kaolinit

Ve

Amphibole

Illit
rwitterung

Na-Feldspäte

Montmorillonit

Biotit

Chlorit

K-Feldspäte

Muskovit

Quarz

Meerwasser-/Konvektions-Modell – Ozeanströmungen oder in einer frühen Versenkungsphase des Sediments bilden. Der genaue
geothermische Gradienten treiben große Mengen an Meerwasser Entstehungsvorgang ist unklar.

durch eine Karbonatplattform. Dies führt zur Dolomitisierung.

Konus-in-Konus-Struktur – entsteht während fortgeschrittenen

Der Prozess der Dolomitisierung kann auch umgekehrt werden, Diagenesestadium in der Versenkungszone und beinhaltet konzen-
wobei der Dolomit durch Calcit ausgetauscht wird. Dedolomitisierung trische Konen von Calcit, manchmal Gips, Siderit oder Pyrit.

tritt in der Anwesenheit von Evaporiten wie z. B. Calciumsulfat auf.

2.7 Verwitterung

2.6.4 Konkretionen

Verwitterung beinhaltet sowohl physikalische als auch chemische

Variationen in Porosität und Permeabilität innerhalb eines Sedi- Prozesse, die gemeinsam oder getrennt voneinander die Zerlegung
ments zusammen mit Heterogenitäten innerhalb des Sedimentkör- und Alteration von Gesteinen in seine einzelnen Minerale oder Ge-
pers können in ungleichmäßiger Zementation und der Bildung von steinsfragmente kontrollieren (. Abb. 2.109). Das Klima spielt bei Konkretionen (eher gerundet) und Knollen (eher unregelmäßig) diesen Prozessen eine wichtige Rolle, wobei chemische Verwitte-resultieren (. Abb. 2.108). Sie können in bestimmten Horizonten rung besonders aktiv in tropischen und semitropischen Gebieten innerhalb des Sedimentkörpers gebildet werden. Typische Zemente ist. Das verwitterte Material verändert sich anschließend weiter und
beinhalten Calcit, Siderit, Pyrit und Quarz/SiO . Zusätzlich können bildet Böden aus, oder es wird an einen anderen Ablagerungsort

2
spezifischere Konkretionsformen auftreten, einschließlich:

transportiert.

Flintknollen – Diese sind in Kalksteinen üblich, in denen sie - Physikalische Verwitterung – Das Gestein zerbricht in Stücke
klare Schichten bilden können. Der Quarz wird von silikatischen

(bei grobkörnigeren Lithologien können die Stücke Einzelmi-

Organismen gebildet, als Kieselgel mobilisiert und lokalisiert aus-
nerale sein)

geschieden.

- Chemische Verwitterung – Die Gesteinsbestandteile werden in

Septarienknollen – Hierbei handelt es sich um Karbonatkon-
einer Reihe von chemischen Prozessen umgewandelt und gehen
kretionen in Tonsteinen mit einer Serie calcit-gefül ter Risse, die sich
zum Teil in Lösung. Bildung von Tonmineralen (. Abb. 2.110)

160

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1

. Abb. 2.111 Verallgemeinertes Bodenprofil.

Die Mächtigkeiten der einzelnen Horizonte va-
riieren, abhängig vom Klima und der jeweiligen

2

}

O-Horizont

Stufe der Bodenentwicklung. (Nach Blatt et al.

2006)

A-Horizont

}

3

Lösungszone

4

B-Horizont

}

5

Anreicherungszone

6

C-Horizont

7
grob aufgebrochenes

} Grundgestein

8

(Grundgestein)

}

9

10
z Bodenbildung
ist die Wurzelzone von Pflanzen und repräsentiert den Bereich

11

Gesteine, die der Verwitterung über bestimmte Zeiträume ausgesetzt
von Materiallösung.

worden sind, besitzen eine mikrofrakturreiche Oberfläche. Diese ge- - B-Horizont – Horizont von hellerer Farbe, reich an Mineralen
schwächte Oberfläche kann daraufhin von Flechten kolonisiert wer-

(von oben herab verlagert). Minerale können sich anreichern

12
den, die organische Säuren freisetzen und auf diese Weise die Verwit-
oder lateral durch fluide Strömung abtransportiert werden.

terung und Alteration fördern. Die Ansiedelung höher entwickelter - C-Horizont – Zone des verwitterten Grundgesteins.

Pflanzen beschleunigt den Grad der Zersetzung der ursprünglichen

13

Gesteinsoberfläche und führt – über einige Jahre – zur Entwicklung Ein Paläosol ist ein fossiler Bodenhorizont (. Abb. 2.112), das häufig eines Bodens. Auf Sedimentoberflächen vollzieht sich der Prozess auftritt in kontinentalen Sedimentabfolgen mit:

14
schneller, da das Material bereits zerfallen ist und höher entwickelte - schlechter Sortierung,

Pflanzen einfacher wurzeln können.

- Mangel an primären sedimentären Strukturen (z. B. Schräg-

Der Prozess der Bodenbildung beinhaltet eine Anzahl wichtiger
schichtung),

15

Veränderungen, einschließlich:

-

- ohne Sedimenttexturen (z. B. Rundungsgrad der Körner, siehe

Modifizierung und Zerstörung ursprünglicher Texturen und

▶ Abschn. 2.4.2).

16

Strukturen im Ausgangsgestein oder Ausgangssediment, ein-
schließlich der Auflösung von Mineralen und Entfernung von

Es gibt eine Reihe von Kriterien, die man nutzen kann, um Paläobö-
löslichen Kationen,
den besser zu identifizieren (Blatt et al. 2006):

17

- Entstehung von Tonmineralen (Verwitterungsprodukte), und - Die Einheiten sind geschichtet und relativ dünn (gewöhnlich
ihre spätere Migration innerhalb des Bodenprofils,

-

< 20 m): Die Bodenmächtigkeit variiert abhängig von Aus-

Konzentration an unlöslichen Eisen- und Aluminiumoxiden
gangsgestein, Klima und Zeit.

18
und -hydroxiden in Teilen des Bodenprofils (Redoxgrenze,

- Übergangszone an der Basis des Paläobodens.

d. h. die Grenze zwischen aerobem Sediment und anaerobem

- Charakteristische Strukturen und Texturen. Fossile Böden

19

Sediment),

-
weisen keinerlei Strömungsstrukturen (z. B. Schrägschichtung)

Oxidierung von organischem Material,

-
auf, sind schlecht sortiert und sehr tonhaltig. Tonüberzüge auf

Senkung des pH-Wertes (Zunahme der Azidität),

Körnern sind üblich.

20

- Variationen des Eh-Wertes (Redoxpotential des Bodens, - Fossilien sind meist in-situ-Vegetation (z. B. Baumstümpfe
d. h. das Verhältnis oxidierter und reduzierter Stoffe im
oder Wurzelhorizonte).

Boden).

- Die Einheiten zeigen manchmal Farbvariationen. Die gewöhn-

21
lichen, während der Bodenbildung erzeugten Farben sind

Mit den genannten Veränderungen kann ein allgemeines Bodenpro-
rot – als Resultat des Transports von Eisenoxid aus dem A- in

22
fil entwickelt werden, welches in verschiedene Horizonte unterteilt
den B-Horizont – und weiß – als Resultat der Ausfäl ung von
werden kann (. Abb. 2.111):

-

Calcit in B-Horizonten semiarider Regionen. Hämatit tritt ge-

O-Horizont – organische Decke (d. h. oberirdisches pflanzli-
wöhnlich in einem kontinuierlichen Farbbereich auf, Calcit ist

23
ches Material).

-
hingegen häufig ungleichmäßig und knollig (z. B. Caliche, s. u.).

A-Horizont – dunkelfarbener, feinkörniger, an Nährstoffen und - Mineralogische Variationen innerhalb des Bodens: Der obere
organischem Material reicher Horizont, bestehend aus organi-

Teil ist oft angereichert an stabilen Mineralen (z. B. Quarz,
schem Material (Humus), Ton- und anderen Mineralen. Dies

Kaolinit, Zirkon, Turmalin).

2

161

2.7 • Verwitterung

Lateritbildung

Carbonatisierung
warmes und humides Klima
mögliche Verdunstung gleich oder
größer als Niederschlag
sehr wenig

A
dunkel,
organisches

Eisen- und Alumi-
stark basisch
dichte Bedeckung

Material
niumoxide bleiben;
aus Gräsern und

Silikate abgeführt

Wurzeln

A
durchlüfteter

Horizont

B
sekundär

Akkumulation von
kalkhaltiger

B

Eisen u. Aluminium

Horizont,

Anreicherung von

Calcretebildung
überschüssigem
möglich

Kalziumcarbonat

Clösliches Material
ins Grundwasser

C

Grundwasser
zum Fluss

Podsolisierung
kühles und feuchtes Klima
humusreich

O
saure organische
gebleichter

Reste

Horizont

A
sandig,

Auswaschung von
ausgelaugt

Basen, Oxiden, Ton
rotgefärbter

B

Horizont

Einspülung von

Oxiden und Tonen
geringer
pH-Wert der

C

Bodenlösung

Verlust von Basen
aus Grundwasser

Grundwasser

- . Abb. 2.112 Drei häufige Bodentypen und ihre Bildungsprozesse (nach Allen 1997)

Elementvariationen: Die Einheiten sind manchmal verarmt an

Bodenprofils wird zweiwertiges Eisen (Fe2+) zu dreiwertigem

Alkali- und Erdalkali-Kationen (außer in Zement).

-

Eisen (Fe3+) oxidiert, das unlöslich ist und innerhalb des B-Ho-

Trockenrisse können vorhanden sein. Sie sind oft verfül t mit
rizontes als Hämatit oder eine andere eisenhaltige Verbindung

Material aus darüber liegenden Schichten.

ausfäl t (Goethit, Limonit).

- Trockenes Klima (Niederschlag < 75 cm/Jahr) – Der Boden

Das Ausmaß und die Entwicklung der verschiedenen Horizonte –
ist weniger sauer, weil die Pflanzendecke nicht so dicht ist.

wie auch die Ausprägung von Paläosolen – werden durch Klima,

Calcium kann innerhalb des Bodenprofils erhalten bleiben und

Vegetation und der Grundgebirgslithologie gesteuert (. Abb. 2.113).

sich in den B-Horizonten als Knollen konzentrieren. Bildung

Wichtige Beispiele sind:

-
von Durikrusten.

Humide Gebiete – reich an pflanzlichem Leben. Das führt zu

- Arides Klima (Niederschlag < 10 cm/Jahr) – Entstehung von
sauren Bodenbedingungen und Lösung und Abtransport von

Evaporiten innerhalb des Bodenprofils. Bildung von Duri-
bestimmten Elementen (z. B. Na, K, Ca, Mg). Innerhalb des
krusten.

162

Kapitel 2 • Gesteine und Prozesse

1
stark abhängig von der Abwesenheit von sowohl gelöstem Silizi-

Wurzelhorizonte
umdioxid als auch dreiwertigem Eisen. Dies ist häufig nur teilweise
möglich und führt zu der Verzahnung von aluminiumhaltigen und

2
eisenhaltigen Lateriten.

abgeschnittene Enden

Ferricrete

3

Durikrusten, in denen der Boden durch Eisenoxide (z. B.

Verjüngung nach unten hin

Fe O ) zementiert ist. Ein Laterit ist ähnlich, aber nicht nur an Ei-

2 3

Verzweigung nach unten hin
senoxiden (z. B. HFeO , Fe O ) reich, sondern auch an Aluminium

2

2 3

4

(z. B. Al O ∙ 3H O). Sie sind oft pisolithisch. Sowohl Ferricrete als

2 3

2
auch Laterite sind typisch für humide tropische Klimate.

5

Silcrete Siliziumdioxidreiche Horizonte, die Ausfäl ungen von Opal,

Bodenhorizonte

Chalzedon, Chert und Quarz in variierenden Anteilen beinhalten.

6

Das Siliziumdioxid stammt aus SiO -reichen Fluiden (Oberfläche,

Rip-Up Klasten im aufliegenden Sediment

2

Grundwasser), entweder direkt über Kristal wachstum oder indi-
erosiv, scharfe Obergrenze
rekt über Wasserentzug und spätere Rekristallisation von Kieselgel/

7

Silikagel.

Stufenweise fortschreitende Veränderungen

8
nach unten hin
wenig verändertes Ausgangsmaterial

9

10

Bodenstrukturen

11

Sandkeil

12

13

14

Eiskeil

15

16

17

. Abb. 2.113 Übersicht über diagnostische Merkmale für Paläosole (nach

Retallack 1988)

18

Bodenbildung unter trockenen oder ariden Bedingungen führt zur

Entstehung von Durikrusten – ein Überbegriff für terrestrische Bö-

19
den, die außerhalb des Einflusses des Grundwassers entstehen:

Krustenkalke ( Calcrete) Kontinuierliche/diskontinuierliche Hori-

20
zonte aus Calciumcarbonat-Knollen (Caliche). Ihre Entstehung ist
eng mit der Niederschlagsmenge verknüpft. Während sie in Regi-
onen mit Niederschlagsmengen von bis zu 100 cm/Jahr entstehen

21
können, sind sie am Besten in trockeneren Gebieten entwickelt. Be-
trägt die Niederschlagsmenge < 50 cm/Jahr, ist die Caliche-Schicht

22
wesentlich kontinuierlicher. Mit steigendem Niederschlag nimmt die

Tiefe der Karbonatausbildung zu (bis zu ca. 2 m).

23

Aluminocrete Böden (Bauxite) in großen Teilen aus amorphem
oder kristallinem Aluminiumhydroxid (Gibbsit, Diaspor, Boehmit)

zusammengesetzt und häufig pisolithisch. Sie werden in humiden
subtropischen und tropischen Gebieten gebildet. Ihre Bildung ist

3

163

Fossilien

Tom McCann

3.1

Fossilien und Paläoökologie – 164

3.1.1

Entstehung und Erhaltung von Fossilien – 164

3.1.2

Biostratigraphie – 166

3.1.3

Umweltbedingte Verbreitung – 166

3.2

Fossilgruppen – 169

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_3, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

164

Kapitel 3 • Fossilien

-

1

3.1 Fossilien und Paläoökologie

Nährstoffe

- Klima (z. B. tropisch, gemäßigt)

Fossilien sind die erhalten gebliebenen Überreste oder Spuren von

2

Tieren, Pflanzen und anderen Organismen. Man findet sie in ver- Im Wasser lebende Organismen können entweder infaunal (inner-
schiedenen Sedimentgesteinen, besonders in Kalksteinen, Schiefern, halb des Sediments unterhalb der Sediment/Wasser-Grenze lebend)

3

Siltsteinen und Sandsteinen. Paläoökologie ist die Studie der fossilen oder epifaunal sein (am Meeresboden, auf Seetang oder auf Steinen Organismen in ihrer Umwelt und ihren Lebensgemeinschaften. Die lebend). Organismen stehen innerhalb von Ökosystemen miteinan-wichtigsten physikalischen und chemischen Kontrollmechanismen der in Konkurrenz um Nährstoffe, Licht oder Lebensräumen, was zu

4
für die Verbreitung von rezenten und fossilen Organismen sind:

-
ökologischer Stratifizierung (sog. tiering) führen kann.

Temperatur: beeinflusst großmaßstäbliche Verbreitung sowohl
in Anzahl als auch Diversität

5

- Licht: der Bereich der maximalen biologischen Produktivität 3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien
liegt in den oberen 10–20 m der Wassersäule (d. h. 10–20 m

6
unterhalb der Wasseroberfläche)

-

Die Entstehung (Fossilisation) und Erhaltung von Fossilien ist ab-

Sauerstoffniveau: aerobisch (> 1,0 ml l−1); dysaerobisch
hängig von:

(0,1–1,0 ml l−1); anaerobisch (< 0,1 ml l−1)

- Struktur und Zusammensetzung der ursprünglichen Hart- und

7

- Substrat (d. h. Boden, z. B. Sand, Ton)

-

Weichteile,

Salinität: stenohalin – normale bis nahezu normale Salinität;

- Art und Korngröße des umschließenden Sediments,
euryhalin – erhöhte Salinität

- chemischen Bedingungen während der Ablagerung und da-

8

- Wasserturbulenzen: hoch- oder niedrigenergetische Umgebungen nach (Diagenese).

9
toter Organismus

10

11
potentielles Körperfossil

12
sofortige Einbettung

Zerfall und Transport

13
vollständige Erhaltung
nur Hartteil-

(selten)

erhaltung

14

Einbettung

15

16
unveränderte

Rekristallisation

Material

Material

Erhaltung
wird entfernt
wird zugeführt

17

18
z.B. Aragonit

Kalzit

19

Mineral-

Sediment-/

Austausch
teilweise
vollständig
wachstum

Mineral-
in Poren
verfüllung
von Molekülen

20

21

Hohlraum-
füllung

22

23
äußerer Steinkern

Steinkernerhaltung

. Abb. 3.1 Fossiliation einer abgestorbenen Bivalve. Abfolge von Stadien zwischen Tod des Organismus und Entstehung des Fossils. (Nach Benton und Harper 2009)

3

165

3.1 • Fossilien und Paläoökologie

LEBENSGEMEINSCHAFT
in einem Gebiet zu einer
bestimmten Zeit

Tod aller Organismen

Migration einiger Organismen

Migration aller Organismen

natürlicher Tod aller Organismen
gleichzeitiger Tod
zu verschiedenen Zeitpunkten

Entfernung einiger toter Organismen
keine Entfernung von toten
durch mechanische Prozesse

Organismen

Entfernung aller Organismen
durch mechanische Prozesse

Konzentrierung aller toter Organismen
keine Organismen
innerhalb eines Horizontes
oder nur wenige Organismen
keine Umlagerung oder

Entfernung oder Zerstörung

Entfernung oder Zerstörung

Zerstörung der toten Orga-
einiger Organismen
aller Organismen
nismen durch Aasfresser
oder Saprophyten
keine Vermischung mit

Teilvermischungen mit früheren
früheren Bewohnern des Gebietes

Bewohnern des Gebietes
kein Eintrag späterer Bewohner

Teilvermischungen mit späteren
des Gebietes

Bewohnern des Gebietes
kein Eintrag von

Eintrag von zugeführten Fossilien
zugeführten Fossilien
hinreichend gute Er-
hinreichend gute Erhaltung
keine hinreichend gute Erhaltung
haltung aller Organismen
einiger Organismen
aller Organismen
keine Entfernung von Bestandteilen
spätere Entfernung einiger
durch Lösung oder andere

Organismen

Entfernung aller Organismen

Prozesse
sämtliche Fossilien können
einige Fossilien können gefunden
keine Fossilien können gefunden
gefunden und untersucht werden
und untersucht werden
und untersucht werden

. Abb. 3.2 Aspekte in der Taphonomie einer lebenden Gemeinschaft (Lebensgesellschaft) (nach Ager 1963)

166

Kapitel 3 • Fossilien

1

2
ilobiten

Foraminiferen

Schwämme

Korallen

Brachiopoden

Bivalven

Gastropoden

Nautiliden

Ammoniten

Belemniten

Tr

Krinoiden

Echiniden

Graptolithen

3

Quartär

Tertiär

4

Kreide

5

Jura

Trias

Perm

6

Karbon

7

Devon

Silur

8

Ordovizium

9

Kambrium

10
wichtig für weltweite

Verwendung

Verwendung
für Zoneneinteilung
nur gelegentlich oder nie

11

Zoneneinteilung
und Korrelation
und Korrelation
für Zoneneinteilung
von Regionen
und Korrelation

12

. Abb. 3.3 Ungefähre stratigraphische Bereiche von Fossilgruppen der Hauptinvertebraten (nach Benton und Harper 2009)

13

Das Studium der zur Fossilisation führenden Prozesse wird als Ta- 3.1.2 Biostratigraphie

14
phonomie bezeichnet. Im Allgemeinen werden nur die Hartteile von

Organismen erhalten (. Abb. 3.1).

Stratigraphie ist basiert auf dem stratigraphischen Prinzip, d. h. un-

Die Umwandlungen, die mit der Fossilisation auftreten – ein- ten liegende Sedimentschichten sind älter als oben liegende (wo die

15
schließlich diagenetischer Mechanismen – führen zu signifikanten Schichten nicht überkippt sind). Stratigraphie ist eine wichtige Me-

Veränderungen zwischen der Zusammensetzung der ursprünglichen thode für die Korrelation und relative Datierung von Gesteinsserien.

16
lebenden Gemeinschaft und dem resultierenden Fossilbericht (d. h. Biostratigraphie ist eine Teildisziplin und beschäftigt sich mit der
dem Vorhandensein bestimmter Fossilien). Andere Faktoren spielen Gliederung von Gesteinseinheiten und ihrer relativen chronologi-
ebenfal s eine Rolle, wie z. B.:

schen Beziehung basierend auf dem Vorkommen von Fossilien. Bi-

17

- Anatomie – Organismen mit Hartteilen sind begünstigt

-
ostratigraphische Einheiten (d. h. Biozonen) sind Einheiten, die durch

Biologie – das Verhalten von Organismen und die Populati-

Fossilien (eine einzelne Art oder eine Gemeinschaft von Arten) de-
onsgröße (selten vs. verbreitet) haben einen großen Einfluss
finiert oder charakterisiert werden. Ein und dieselbe Gesteins einheit

18

- Ökologie – der Lebensraum eines Tieres ist wichtig (z. B. marin kann unterschiedlich gegliedert werden, abhängig davon, welche Or-
oder terrestrisch)

-
ganismen oder Gruppen von Organismen benutzt werden. Ein Bio-

19

Sedimentologie – Ablagerungsgebiete bilden günstigere Fossi-
horizont ist eine stratigraphische Grenze in einem Gesteinskörper, die
lationsbedingungen als erosive Gebiete; des Weiteren spielt der zwei unterschiedliche Biozonen trennt. Bestimmte stratigraphische

Sedimenttyp (fein vs. grob) eine große Rolle

Perioden sind durch charakteristische Fossilgruppen (sog. Indexfos-

20
silien oder Leitfossilien) ausgezeichnet (. Abb. 3.3).

Die Rekonstruktion vergangener Ökosysteme können mit drei Fach-

Biostratigraphische Einheiten unterscheiden sich von anderen
ausdrücken zur Zusammenfassung der Kategorien von Fossilüber- stratigraphischen Einheiten dadurch, dass sich die charakteristischen

21
resten beschrieben werden (. Abb. 3.2):

-

Organismen im Laufe der Zeit ändern. Diese Änderungen spiegeln

Vergesellschaftung – Fossilansammlung eines bestimmten
verschiedene Entwicklungsschritte wieder (. Abb. 3.4).

22

Horizontes oder einer bestimmten Schicht

- Gemeinschaft – eine Gruppe von Vergeselschaftungen, die
hinsichtlich ihres Charakters von anliegenden Gemeinschaften 3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung

23
unterschieden werden kann

- Fossilgemeinschaft – eine Vergeselschaftung, Gemeinschaft Das marine Milieu, das von besonderer Wichtigkeit für die Entste-
oder eine Gruppierung von Gemeinschaften, die das Spektrum
hung von Organismen (und die später vorhandenen Fossilien) ist,
biologischen Lebens in einem bestimmten Gebiet widerspiegeln. kann hinsichtlich der Tiefe unterteilt werden (. Abb. 3.5 und 3.6).

3

167

3.1 • Fossilien und Paläoökologie

. Abb. 3.4 Entstehung der organismischen

Vielfalt in zehn wichtigen Entwicklungsschrit-

Zeit (Ma)

ten: 1 Ursprung des Lebens, 2 Eukaryoten und

3500

3000

2500

2000

1500

1000

500

0
der Anfang der Reproduktivität, 3 Vielzelligkeit,

1800

4 Skelette, 5 Räuber-Beute-Beziehung, 6 biologi-
sche Riffe, 7 Eroberung des Festlandes, 8 Bäume
und Wälder, 9 Flug, 10 Bewusstsein. Ma: Millionen

Jahre (Nach Benton und Harper 2009)

1350
kontinentale Organismen

900

4

450

1

2

3
marine Organismen

0

Präkambrium

Phan.

Zeit (Ma)

600

500

400

300

200

100

0

1600

1400
kontinentale Organismen

1200

1000

10

800

8

9
marine Organismen

7

600

6

400

5

200

0 V Km

O

S

D

K

P

Tr

J

K

T

Käno-

Pk

Paläozoikum

Mesozoikum
zoikum

Am Meeresboden lebende Organismen sind benthisch; innerhalb

Hinsichtlich ihrer geographischen Verbreitung können Orga-
der Wassersäule lebende Organismen umfassen zwei Gruppen:

nismen faunalen oder floralen Provinzen zugeordnet werden – das

1. planktisch (planktonisch): Organismen, die passiv in der Was- sind Regionen, in denen bestimmte Faunen- oder Florengattungen
sersäule treiben oder schwach schwimmen
charakteristisch auftreten. Organismen können endemisch (kein

2. nektisch (nektonisch): aktive Schwimmer

Vorkommen außerhalb einer bestimmten Provinz) oder kosmopo-
litisch sein (Vorkommen über ein weites Gebiet).

Neritische Organismen leben in flachen Küstengewässern, wäh-
rend pelagische/ozeanische Faunen die Oberflächenwässer oder
mittleren Tiefen der offenen Ozeane bewohnen. Bathypelagische

Organismen leben in den tieferen Teilen der Ozeane.

168

Kapitel 3 • Fossilien

1
mittlerer Meeresspiegel

2

(m)

litoral

NERITISCH
photisch

200

3
sublitoral
aphotisch

OZEANISCH

4
bathyal

4000

Flut

5
mittlerer Meeresspiegel

Ebbe
abyssal

5000
a
b
c

6
hadal

7

10000

Kontinentalschelf

Kontinentalhang

Tiefsee-boden

Tiefseegraben

8

9

. Abb. 3.5a–c Marine Milieus. a supralitoral, b litoral, c sublitoral (nach Clarkson 1998)

10
supratidale Zone
intertidale Zone
trockenes Land

2000

Süßwasser

200

11
m
m

Tiefsee

Kontinentalhang

Schelf

12

13

14

Demospongea

(Gemeinschwämme)

Hexactinellida (Glasschwämme)

Calcispongea

(Schwämme mit

Skelett aus Kalknadeln)

15

Ahermatype (nicht Riffbildende) Korallen

Hermatype

(riffbildende Korallen)

16

Anneliden (Ringelwürmer) mit kalkhaltigen Tunneln

Bryozoen(Moostierchen)

17

Brachiopoden (Armfüßer)

Echinoidea (Seeigel)

18

Chitoniden und Scaphopoden (Grabfüßler)

Cephalopoden

(Kopffüßer)

19

Bivalven (Muscheln)

Gastropoden

(Schnecken, Bauchfüßer)

20

Ostrakoden (Schalen- oder Muschelkrebse)

Cirripedia

(Rankenfüßer)

21
andere Crustaceen

Limuliden

22

. Abb. 3.6 Verbreitung von lebenden Organismen über einen Tiefengradienten (nach Benton und Harper 2009)

23

3

169

3.2 • Fossilgruppen

. Abb. 3.7 Archäocyathiden. Schematischer

Aufbau eines Archaeocyathen (nach Benton und
äußere Wand

Poren

Harper 2009).

innere Wand

Intervallum

Septum
zentraler Hohlraum

Wurzel
exothecale Auswüchse (Haftscheibe)

3.2 Fossilgruppen
sie Calcit. Kieselige Spicula wurden in Stromatoporen aus dem Kar-
bon und Mesozoikum identifiziert). Ihr Skelett besteht aus welligen
k Archäocyathiden (Archaeocyatha)

Laminae (d. h. feinen Einzel agen) die punktuell von senkrechten

Zeitraum: Unter- bis Mittelkambrium

Säulen durchzogen sind. Nach gegenwärtiger Ansicht gehören sie

Milieu: flachmarin
in die Verwandtschaft der Schwämme. Im Silur und Devon gehör-

Archäocyathiden sind eine ausgestorbene Gruppe von kelch- ten sie zu den wichtigsten riffbildenden Organismen, während des
förmigen, kalkhaltigen Organismen, die als artverwandt mit den Jungpaläozoikums und Mesozoikums gingen sie zurück (. Abb. 3.8).

Schwämmen betrachtet werden. Es existieren sowohl solitäre als auch
koloniebildende Formen. Archäocyathiden sind riffbildende Orga-
nismen im Altpaläozoikum. Sie traten zuerst zu Beginn des Kambri-
ums auf und waren bis zur Mitte des Unterkambriums weiträumig
verbreitet. Am Ende des Unterkambriums waren die Archäocyathi-
den rückläufig und starben im Mittelkambrium aus (. Abb. 3.7).

. Typisches Archäocyathid, hier Archaeocyathus atlanticus (unteres Kambrium)

k Stromatoporen (Stromatoporoidea)

Zeitraum: Ordovizium bis Kreide

Milieu: flachmarin

Stromatoporen waren knollig bis flächig ausgebildete, modulare

Organismen (d. h. Organismen, die aus mehreren gleichartigen Ein-
heiten – Modulen – aufgebaut sind) mit einer morphologischen Ähn-
lichkeit zu einigen tabulaten Korallen (s. unten). Gewöhnlich waren
sie mit Flachwasser-Karbonaten assoziiert. Typischerweise enthalten

. Typische Stromatoporen, hier der Art Stromatopora concentrica (Devon)

170

Kapitel 3 • Fossilien

1

2

Höcker (Mamelone)

mit Astrorhizen

3

Astrorhizen-

Kanal

Latilaminae

4

(Wachstumsperiode)

5

Pfeiler

6

Lamina

Kammern
a

7

8

9

10
laminar
hohe Kuppelform
stark überhöhte Kuppelform

11
laminar:

h/b bis zu 0,1
flache Kuppelform: h/b 0,1 – 0,5
h
flache Kuppelform
flache Kuppelform
hohe Kuppelform: h/b 0,5 – 1

12
stark überhöhte

Kuppelform:

h/b > 1
b
b

13

. Abb. 3.8a,b Stromatoporen. a Morphologie, b Wachstumsformen (nach Benton und Harper 2009)

14
k Schwämme (Porifera)

Zeitraum: Kambrium bis heute

15

Milieu: subaquatisch (marin bis Süßwasser, polar bis tropisch, flach-
marin bis abyssal)

16

Schwämme sind knollen- bis kelchförmige Organismen aus im

Allgemeinen differenzierten, aber unabhängigen Zel verbänden

(Parazoa), die in Schichten angeordnet sind. Es handelt sich um

17
sesshafte Filtrierer, die Wasser durch innere Kanalsysteme pumpen.

Das interne Skelett besteht aus nadelartigen, kalkigen oder kieseligen

Spicula, organischen Fasern oder Laminae (d. h. feinen Einzel agen)

18
aus Calcit (. Abb. 3.9).

19

20

21

. Typischer Schwamm, hier der Art Thamnopora reticulata (Mitteldevon)

22

23

3

171

3.2 • Fossilgruppen

. Abb. 3.9a,b Schwämme. a Morphologie,
b Hauptformen von Schwämmen (nach Benton

Atrium (zentraler Hohlraum)

Osculum (Öffnung)

und Harper 2009).

Kanal

Ostium (Einlasssporen)

Verzweigung

Knospe
a
b
s

A
n
o
c
c
y

S
n
o
c
u
e

L
n
o
k Nesseltiere (Cnidaria, Klasse Anthozoa: Korallen)

. Typische Tabulata, hier der Art Halysites catenularia (Obersilur)

Zeitraum: Ordovizium bis heute

Milieu: marin, flach (benthisch) bis in größere Tiefen (z. B. sog. ru-
gose Korallen)

Die Gruppe der Nesseltiere besitzt eine große Varietät von so-
wohl solitär als auch in Kolonien lebenden Cnidarien, einschließlich

Quallen, Seeanemonen und Korallen. Diese primär radiärsymme-
trisch aufgebauten Organismen besitzen zwei Zel schichten, die
durch eine mittlere nichtzel uläre Schicht getrennt sind. Das Skelett
kann sowohl extern als auch intern sein und ist entweder aus Chitin,

Keratin (Horn) oder Calcit aufgebaut.

. Typische Rugosa, hier der Art Calceola sandalina (Mitteldevon)

172

Kapitel 3 • Fossilien

1

)hcs

2
irdnilyz( di
halysitid

3
or
thamnasteroid
hydnophoroid
dnilyc

4
per 2009).

scolecoid (wurmartig)

5
pyramidal
ton und Har

(pyramidenförmig)

en
d
di

6
io
o
e
l
a
e
rt
c
s
a
a
h
meandroid
p

7
achstums (nach B

8
trochoid (kegelförmig)

turbinat (becherförmig)

calceoloid (pantoffelförmig)

9

)gi
tens des Koloniew
mr
di
ö
d
o

10
f
i
t
nr
oi
s
o
r
o
h
e
n

(
e

c
aphroid
o
di
c
ot

11
a
ie der Hauptar
r
discoid (scheibenförmig)

patellat (tellerförmig)

ec
b
c
minolog

12

, c Ter

13
achstumsw

14
olitar

Verbindungskanäle

Lophelia

15

Syringopora

Siphonodendron
ten des S

16
ie der Hauptar

17
minolog

18

Tabula

(Querboden)

Dissepimente
b Ter

Hauptseptum

(Hauptscheidewand)

Septum

(Scheidewand)

ten,

19

Columella

(Säulchen)

Theke

Costalrippe

Sockel
allenar

20

. a Hauptkor

21

Rugosa

Hauptseptum

(Hauptscheidewand)

Tabulata

Epitheke

Tabulae

Scleractinia
allen

Septalfurche
c Kor

22

Fossula

(Grube)

. 3.10a–

23
a
bb A.

3

173

3.2 • Fossilgruppen
k Mollusken (Weichtiere, Mollusca)

. Typische Scleractinia, hier der Art Favia (rezent)

Die wichtigsten Cnidaria-Fossilien sind wegen ihrer riffbildenden

Funktion die Korallen, obwohl Weichteil-Cnidaria (ohne Skelett)

aus dem Jungproterozoikum bekannt sind (Ediacara-Fossilien). Die

Diversität von Korallen nimmt mit der Wassertiefe ab (d. h. Faunen
mit einer hohen Diversität von mehr als 30 Gattungen entstammen
wahrscheinlich flacheren Bereichen), wohingegen Faunen mit einer
niedrigen Diversität entweder in tiefem Wasser, kaltem Wasser oder
unter weniger günstigen Bedingungen (z. B. trübem Wasser) auftre-
ten (. Abb. 3.10).

. Typischer Gastropod, hier der Art Conus antiguris (Mittleres Pliozän)

Korallen besitzen massive, externe, kalkige Skelette. Vier Haupt-
gruppen wurden identifiziert, einschließlich:

- Tabulate Korallen (Ordnung Tabulata) – calcitische, aus-
schließlich koloniebildende Korallen aus einzelnen Koralliten.

Verbindungen sind zwischen den einzelnen Koralliten üblich.

Scheidewände (Septen) sind nicht vorhanden oder nur kurz,
im Allgemeinen als Stachelreihen oder niedrige Leisten ausge-
bildet. (Unterordovizium bis Perm)

- Rugose Korallen (Ordnung Rugosa) – calcitische, solitär le-
bende und koloniebildende Korallen mit Haupt- und Kleinsep-
ten, die abwechselnd im Korallit angeordnet sind. Tabulae sind
nahezu immer vorhanden. (Mittelordovizium bis Oberperm)

- Skleraktinische Korallen (Ordnung Scleractinia) – aragoniti-
sche, solitäre und koloniebildende Korallen mit einer komple-
xen, sechsfachen Symmetrie der Septen. Die Wände sind im

Allgemeinen porös. (Mitteltrias bis heute)

- Octocorallia-Korallen (Unterklasse Octocorallia) – kolonie-
bildende Organismen mit einer bilateralen, äußerlich radialen

Symmetrie. Das interne Skelett besitzt keine kalkigen Septen.

Stattdessen sind Spicula aus Calcit oder Keratin (Horn) vorhan-
den. Sie tragen bis heute mit über 3000 Arten einen erheblichen

Anteil zur Diversität der Korallen bei. Ihr Fossilbericht ist
deutlich ärmer als jener der Scleractinia. (Ediacara bis heute)

. Typische Nautilus (rezent)

174

Kapitel 3 • Fossilien

1

Zeitraum: Kambrium bis heute

Milieu: marin bis Süßwasser bis terrestrisch

Heutzutage umfasst die Gruppe der Mol usken u. a. Schnecken, Mu-

2
scheln, Austern, Kalmare und Oktopusse. Bei den meisten Mol usken
handelt es sich um frei lebende Metazoen mit einem dorsalen, stützen-

3
den Exoskelett aus Calcit. Der bedeutendste Teil ist das bilateral sym-
metrische Gehäuse oder die Schale (außer bei Schnecken und in einigen

Gruppen ausgestorbener Ammoniten – heteromorphen Ammonoiden,

4
die besonders formenreich in der Oberkreide waren). Die meisten

Mol usken sind einvalvig (einschalig) oder bivalvig (zweischalig). Bei
den Bivalven verbindet ein organisches Ligament die rechte und linke

5

Klappe. Erstes Auftreten im Kambrium mit einer enormen Ausbreitung
im Ordovizium. Drei Hauptgruppen werden unterschieden:

-

6

Gastropoden (Schnecken, Klasse Gastropoda) – Mol usken, bei
denen der Großteil des Körpers von einem asymmetrischen, spi-
ralförmig gewundenen Gehäuse bedeckt ist. Hierbei handelt es

7
sich um die Mol usken mit der größten Diversität und Verbrei-
tung. Die Schalen können kegelförmig (gewöhnlich rechtsdre-
hend gewunden, manchmal linksdrehend) oder planispiral (d. h.

8
in eine Ebene), noch seltener napfförmig und manchmal auch
reduziert oder vol ständig verloren sein. (Kambrium bis heute)

9

- Cephalopoden (Kopffüßer, Klasse Cephalopoda) – bilateral
symmetrische, gekrümmte bis eingerol te Mol usken, gewöhn-
lich mit einem Außenskelett, das eine Vielfalt an Formen ausbil-

10
den kann. Selten asymmetrisch. Das Gehäuse ist durch Septen

. Typischer Ammonit, hier der Art Perisphinctes sp. (Jura)

gegliedert und von einem Siphonalkanal durchzogen. Bei spä-

11
teren Formen ist das Gehäuse in seiner Größe reduziert, intern
oder nicht mehr vorhanden. Cephalopoden sind die größten,
intelligentesten und agilsten Mol usken, mit einer strukturel-

12
len Komplexität, die alle anderen Invertebraten übersteigert.

Gewundene Formen sind durch ihre Suturen (Lobenlinien)

charakterisiert. (Kambrium bis heute)

13

Innerhalb der Cephalopoden sind drei Gruppen von großer stra-

14
tigraphischer Bedeutung:

- Nautiloiden (Unterklasse Nautiloidea) – diverse Gruppe von
kleinen bis großen Cephalopoden, gewöhnlich mit orthokoni-

15
schen (geraden) bis fest gewundenen planispiralen, externen

Gehäusen. Orthokeratitische Suturen. (Kambrium bis heute)

. Typischer Belemnit (geschliffen), hier der Art Megatheutis gigantea (Ober-

-

16

Ammoniten (Unterklasse Ammonoidea) – diverse Gruppe von
jura)

kleinen bis großen Cephalopoden (ausgewachsene Tiere konn-
ten bis zu 6 m Größe im Durchmesser erreichen) mit externem

17

Gehäuse, die gewöhnlich planispiral gewunden sind, obwohl
eine große Gehäusevarietät vorliegt. Die Suturen sind goniati-
tisch, ceratitisch oder ammonitisch. (Devon bis Kreide)

18

- Belemniten (Ordnung Belemnitida) – projektilförmige Cepha-
lopoden mit einem internen Skelett. (Karbon bis Kreide)

19

Pelecypoden (Muscheln, Klasse Pelecypoda) sind zweischalige (bivalve)

Mol usken. Der dorsale Rand der Valven ist mit einem Schloss (Zähne

20
und Zahngruben) ausgestattet. Die Schalen werden durch ein dorsales

Ligament geöffnet, Schließung durch Adduktionsmuskel. Pelecypoden
bilden eine morphologisch hochdiverse Gruppe mit typischen Muschel-

21
formen bis zu großen Hörnern und gestreckt zylindrischen Röhren,
bei denen es sich um die wichtigsten Riffbildner der Oberkreide (z. B.

22

Rudisten) handelt. Einige von ihnen besitzen sogar ein internes Skelett.

Viele haben eine grabende oder bohrende Lebensweise (infaunal), an-
dere sind epifaunal. Funde erstrecken sich vom flachmarinen Bereich

23
bis in tiefere Gewässer. Erste Süß- und Brackwasser-Pelecypoden traten
im Devon auf. Ihre Schalen sind meistens bilateral symmetrisch (ent-
lang der Drehachse), obwohl einige wichtige Gruppen (z. B. Austern,

. Typische Muschel, hier der Art Mercenaria mercenaria (Pliozän)

Rudisten) eine Asymmetrie aufweisen (. Abb. 3.11, . Tab. 3.1).

3

175

3.2 • Fossilgruppen

hinten
opoden,
hintere Schließ- muskelnarbe

Mantelbucht

Anwachslinie

Operculum
astr
doppelkonisch

Ligament
on G

Schlitz
ie v
adapertural (zur Mündung hin)

puppenförmig

Rückenseite/ dorsal

Gelenkplatte
phologor

Bauchseite/ventral
abapikal (entfernt vom Apex)

M

Wirbel

, e
turmförmig

Naht (Sutur)

ypoden
vorn

Hauptzähne

Sockel

Umbilikus
elec
vorderer Schließ- muskel
kegelförmig
ie der P
adapical (zum Apex hin)

scheibenförmig
hinten

Schlitzband
pholog
adumbilical (zum Nabel hin)

or
d M
eingerollt
men, or

Bauchseite/ventral
flachkonisch
chalenf

Wirbel

Apex

Gewinde

Naht (Sutur)

fingerförmig

Außenlippe Parietallippe Mündung

Siphonalkanal (Ausguss)

vorn
d
e
f

, c ammonoide S
n
n
ephalopoden

Peristom (Mundrand)

o
o
c
c
y
i
t
t
a
p
l
il
p
e
en der C

Phragmokon
ii
i

, b Sutur
v
en
mmonit

Anwachs- linien

Wohnkammer
n
n
i
o
o
und A
c
ci
o
t
en
r
n
per 2009)

Anfangs- kammmer (Protoconch)

ä
e
h
p
p
r
s
es
dorsale Loben
elemnit
v
ton und Haren

Dorso- Lateral-Sattel
ie der B

Dorsolateral- Lobus
pholog

Ammoniten
or

Umbilikal- Sattel

. a M
opoden (nach B
erster Lateral- Sattel
astr
erster Lateral- Lobus
ollusken

Rostrum

Phragmokon

Proostrakum
cadicon
oxycon

M

Ventral- Lobus

Median- Sattel
men bei Gor

Belemniten
i
vi

. 3.11a–f
a
b
c
bb A chalenf

.

f S

176

Kapitel 3 • Fossilien

1

. Tab. 3.1 Morphologie von Muscheln

Muschelart

Eigenschaften

Weitere Merkmale

2

Infaunale, flachgrabende

Gleichschalig, Schließmuskel gleicher Größe

Glycymeris

Muscheln

3

4

Infaunale, tiefgrabende

Längliche Klappen, meist keine Zähnchen, ausgeprägte Mantellinie

Mya

Muscheln

5

Epifaunale Muscheln

Längliche Klappen mit flacher Unterseite, hinterer Teil der Klappe sowie hintere

Mytilus
mit Byssusfäden

Schließmuskelnarbe sind reduziert, heften sich mit Byssusfäden (Muschelseide) an

(Muschelseide)

6

Epifaunale Muscheln,

Unterschiedlich geformte Klappen, ein großer Schließmuskel

Ostrea
oft einseitig fixiert

7

8

Gryphaea

Nicht fixierte Muscheln

Unterschiedlich geformte Klappen, manchmal mit Haken zur Verankerung
oder um Einsinken im Substrat zu verhindern

Frei schwimmende

Klappen unterscheiden sich in Form und Größe, ein Schließmuskel,

9

Pecten

Muscheln

Gelenkscharnier oft ohrförmig verlängert

10

Teredo

Bohrende Muscheln

Längliche, zylindrisch geformte Schalen mit stark ausgeprägter Skulptur

11
k Brachiopoden (Armfüßer, Brachiopoda)

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

. Typische Brachiopode (inarticulata), hier der Art Lingula sp. (Oberdevon)

22

. Typische Brachiopode (articulata), hier der Art Coenothyris vulgaris

(Muschelkalk)

Zeitspanne: Kambrium bis heute

Milieu: vorwiegend flachmarin (manche mit hoher Salztoleranz),

23

Vorkommen mancher Arten in Tiefen bis zu 6000 m.

Brachiopoden bilden eine diverse Gruppe von hohem stratigra-
phischem Nutzen besonders im Paläozoikum. Ihre beiden Schalen

(pedikal und ventral) sind ungleich und können in ihrer Form er-

3

177

3.2 • Fossilgruppen

Stielloch

Stielklappe

Delthyrium

Wirbel

Rippe

Zuwachslinie

Armklappe

Naht

Stiel

Schale

Scharnierachse/

Schloss

Schlossfortsatz

Schließmuskel-
ansatz

Schließmuskel-

Zahngrube
ansatz

Stiel

Öffnermuskel-

Brachidium
ansatz

(Armgerüst)

a
b

. Abb. 3.12a,b Brachiopoden. a Morphologie der Articulata, b Morphologie der Inarticulata (nach Clarkson 1998).

heblich voneinander abweichen. Jede Brachiopodenschale ist für sich
bilateral-symmetrisch. Es gibt zwei Hauptgruppen:

- Klasse der Inarticulata-Brachiopoden gewöhnlich ohne Schloss
zwischen den beiden Klappen. Vor allem im Altpaläozoikum
von Bedeutung (Aussterben der meisten Familien bis Ende des

Devons),

- Klasse der Articulata-Brachiopoden mit einem Schloss, das

Paare ventraler Zähne und dorsaler Zahngruben umfasst.

Hierbei handelt es sich um die wichtigste Gruppe der Brachio-
poden (. Abb. 3.12).

k Echinodermen (Stachelhäuter, Echinodermata)

. Typische Seelilie, hier der Art Encrinus liliiformis (Mittlere Trias)

Zeitraum: Jungproterozoikum bis heute

Milieu: marin (flach bis abyssal)

Echinodermen sind eine diverse Gruppe, in der die verschiede-
nen Individuen im Allgemeinen über eine fünfstrahlige (pentamere)

Radialsymmetrie verfügen. Ausnahmen sind die frühen paläozoi-
schen Gruppen, z. B. Helicoplacoidea, Carpoidea oder Homalozoa,
die eine dreistrahlige bzw. bilaterale Symmetrie zeigen. Das Gehäuse

. Typischer Seeigel, hier der Art Cidaris vendocinensis (Kreide)

ist aus einzelnen Kalkplatten oder Kalkkörperchen aufgebaut. Die

178

Kapitel 3 • Fossilien

1

Pinnulae

2

Brachialia/Arme

Ambulakralplatten

Mundkiemen

Wangenplatte

Madreporen-

Radiale

Peristom

3
platte

Basale

(Mundfeld)

Ocellar-
platte

4

Kelch

Analtubus

5

Stiel

6

Wurzel

7

Poren

Genitalplatte

Kieferapparat
radiale Naht

Tuberkeln

(„Laterne des Aristoteles“)

8
a
b

. Abb. 3.13a,b Echinodermen. a Morphologie ( Echinus esculentus), b Morphologie eine Seelilie (Krinoid, Dictenocrinus) (nach Benton und Harper 2009) 9
meisten Echinodermen besitzen ein hydraulisches Gefäßsystem, das

10
für Bewegung, Nahrungsaufnahme und verschiedene physiologische

Funktionen verwendet wird (. Abb. 3.13).

11

Verschiedene Klassen sind identifiziert, einschließlich:

- Seeigel (Klasse Echinoidea) – kugelförmige bis flache Orga-
nismen, bei denen es sich um die Echinoiden mit der größten

12
stratigraphischen Bedeutung handelt. (Unterkambrium bis
heute)

- Seelilien (Klasse Crinoidea) – Echinodermen mit einem ko-

13
nischen, kugelförmigen oder kelchförmigen Körper, von dem
häufig lange Arme ausgehen. Sie sind hauptsächlich mittels

14
langer, säulenartiger Stiele am Substrat befestigt oder freile-
bend. (Mittelkambrium bis heute)

- Blastoiden (Subphylum Blastozoa, Klasse Blastoidea) – arm-

15
tragende Echinoiden, häufig gestielt und mit einem konischen
oder kugelförmigen Körper und gut entwickelter fünfstrahliger

16

Symmetrie. (Silur bis Perm)

- Cystoiden (Subphylum Blastozoa, Klasse Eocrinoidea) – die
ältesten, armtragenden Echinodermen mit einer gut entwickel-

17
ten, fünfstrahligen oder bilateralen Symmetrie. (Kambrium bis

Silur)

18
k Graptolithen („Schriftsteine“, Hemichordata)

Zeitraum: Kambrium bis Oberkarbon

19

Milieu: marin

Bei den Graptolithen handelt es sich um die fossilen Überreste
von koloniebildenden, planktonischen bis benthischen Organismen,

. Typische Graptolithen, hier der Art Didymograptus sp. (Ordovizium)

20
die vorläufig als Hemichordaten (Kiemenlochtiere) angesehen wer-
den. Von stratigraphischer Bedeutung sind sie im Altpaläozoikum

(
k Trilobiten (Klasse Trilobita)

21

. Abb. 3.14)

Zeitraum: Kambrium bis Perm
z Arthropoda (Gliederfüßer)

Milieu: flachmarin

22

Arthropoda bilden eine große und diverse Gruppe, die Insekten,

Trilobiten besitzen einen Rückenpanzer, der der Länge nach in

Krabben, Garnelen und Ostracoden umfasst. Sie verfügen im Al - eine axiale Rachis und in zwei pleurale Segmentreihen unterteilt ist.

gemeinen über eine bilaterale Symmetrie mit einem segmentierten Sie verfügen des Weiteren über eine dreifache Unterteilung (Cepha-

23

Kopf, welcher in spezialisierte Bereiche unterteilt ist. Eine äußere lon = Kopf, Thorax = Rumpf, Pygidium = Schwanz). Die Extremitä-

Körperhülle (Kutikula) aus Chitin aus verschiedenen, untereinan- ten bestehen gewöhnlich aus einem einfachen Paar prä-oraler An-
der verbundenen Segmenten fungiert als Exoskelett. Arthropoden tennen und vielen post-oralen paarigen Spaltbeinen. Trilobiten sind
besitzen Reihen paariger Extremitäten.

charakteristisch für das Kambrium (mit einem Maximum an Diver-

3

179

3.2 • Fossilgruppen

Nema

Sicula

Nema

(Mündung der

Apertur-Stacheln/

Embryonalzelle)

Mündungsstacheln

Pro-Theca

Ast

Nema

Theca

Theca

Prosicula

Apertur/
hängend
umgewendet/aufgerichtet

Öffnung
horizontal

Theca

Mündung der

Embryonalzelle

Scheidewand

Ast

Virgella
a
b

. Abb. 3.14a,b Graptolithen. a Morphologie ( Saetograptus chimaera), b Morphologien von Graptolithen-Kolonien (nach Benton und Harper 2009) sität im Oberkambrium), merklich abnehmend im Ordovizium. Sie
besaßen komplexe, zusammengesetzte Augen, konnten aber auch
blind sein und zeigen vielfältige Anpassungen an ihre Umgebung

(z. B. Salinität, Temperatur, Sedimentart) (. Abb. 3.15).

. Typische Trilobiten, hier der Art Dalmanites sp. (U. Silur)

180

Kapitel 3 • Fossilien

1

Glabella

Hypostom

2

Glabellafurchen

Wange

Auge

Cephalon

3

Gesichtsnaht

(Kopfschild)

(Sutura facialis)

4

5

Nackenring

Spindelring

6

Thorax (Rumpf)

7

Pleura

8

9

Pygidium

Pleurateil

(Schwanzschild)

10

11

12

13

14

15

. Abb. 3.15 Trilobiten-Morphologie ( Acaste downingiae) (nach Clarkson 1998)

16
k Foraminifera (Protista)

Zeitraum: Präkambrium bis heute

17

Milieu: marin und Süßwasser

Foraminiferen sind einzellige Organismen, die eine große Be-
deutung in der Stratigraphie als sehr gute Leitfossilien haben. Haupt-

18
sächlich werden sie mithilfe eines Mikroskops untersucht. Es gibt
allerdings auch größere Formen, die mit dem bloßen Auge betrachtet

19
werden können (einige paläozoische Arten können Durchmesser
bis zu 200 mm erreichen, einige tertiäre Formen sind bis zu 150 mm
groß). Das Gehäuse besteht aus organischem Material oder Calcium-

20
carbonat und kann sowohl einfach aufgebaut als auch agglutiniert
sein (d. h. es besteht aus Fremdmaterialien, die vom Organismus
angelagert und zementiert wurden). Es besteht häufig aus mehreren

21

Kammern, die durch Zwischenwände (Septen) voneinander getrennt
sind (. Abb. 3.16).

22

. Nummulitenkalk (Eozän)

23

3

181

3.2 • Fossilgruppen

Kammer

Sutur
uniserial (einzeilig)

biserial (zweizeilig)

triserial (dreizeilig)

Septennaht
l
p n
a p
s i a
r l
r
t
h
c
o
l
a
ri
p
s
o

Quinqueloculina

(Foraminiferen-Gattung)

. Abb. 3.16 Foraminifera. Morphologie und Schalenformen (nach Benton und Harper 2009)

4

183

Die geologische Karte –
ein 3D-Modell

Mario Valdivia Manchego

4.1

Inhalt und Aufbau geologischer Karten – 184

4.2

Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien – 191

4.3

Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht
auf geologische Strukturen – 194

4.4

Signaturen – 197

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_4, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

184

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

Geologische Karten sind meist dekorativ (. Abb. 4.1). Von Weitem sondern auch Informationen zu den geologischen Strukturen im sind bunte Flächen zu sehen, aus der Nähe erkennen wir, dass diesen Untergrund liefern. Diese 3D-Informationen können aus der Karte
topographische Karteninformationen hinterlegt sind. Jedes Farbfeld abgeleitet und anhand von Profilschnitten dargestel t werden.

2
stel t eine geologische Einheit dar und wird von anderen Farbfeldern

Die geologische Karte ist ähnlich wie eine topographische Karte
durch geologische Grenzen mit dünnen schwarzen Linien getrennt. aufgebaut (. Abb. 4.4). Titel und Kartennummer, Ausdehnung der 3

Farbübergänge ohne eindeutige Grenzen wird man auf geologischen Kartenblätter (Kartenausschnitt), Projektion und Koordinatensys-

Karten nicht finden. Die Legende liefert die Informationen zu den dar- tem der geologischen Karten sind in der Regel von den topogra-
gestel ten Gesteinseinheiten. Die geologische Karte dient zur Darstel- phischen Kartenwerken übernommen. Die Legende kennzeichnet

4
lung geologischer Raumstrukturen und zum Informationsaustausch die einzelnen Kartiereinheiten nach Farbe, zeigt die stratigraphische
zwischen Geowissenschaftlern. Es handelt sich um eine Aufsicht auf Zuweisung (alt unten, jung oben) und beschreibt kurz die Lithologie.

diese Raumstrukturen, wie sie an der Geländeoberfläche sichtbar Vertikale Profilschnitte geben einen Eindruck über die Strukturen im

5
sind oder vermutet werden. Die Besonderheit dieser Karten ist, dass Untergrund und sind durch den Profilverlauf im Kartenfenster fest-
auch Rauminformationen des Untergrundes ablesbar sind (. Abb. 4.2 gelegt. Sie erleichtern es dem Betrachter, sich die Strukturelemente 6
und 4.3).

im Tiefenverlauf besser vorzustellen.

In diesem Kapitel werden Struktur und Inhalt geologischer Kar-
teninformation vorgestel t, für diejenigen, die geologische Karten z Farben und Signaturen

7
lesen und verstehen möchten, aber auch für diejenigen, die vor der Um alle Informationen über beobachtete Strukturelemente dem Be-

Aufgabe stehen, diese auf der Grundlage von Geländeinformationen trachter der Karte zugänglich zu machen, sind spezielle Kartensigna-
zu erstellen.

turen notwendig. Auf geologischen Karten stellen zwei Gruppen von

8

Tatsächlich liegt der grundlegende Unterschied zwischen geolo- Signaturen die geologischen Verhältnisse an der Erdoberfläche dar:

gischen Karten und anderen thematischen Kartenwerken darin, dass Farbsignaturen für das Auftreten der Gesteinsformationen, Linien

9
sie nicht nur Angaben zu oberflächennahen Merkmalen enthalten. und Symbole für Lagerungsverhältnisse und Tektonik (. Abb. 4.5).

Vielmehr sind ebenso Informationen zur Raumlage der Gesteinskör- Jede der im Gelände differenzierten Gesteinseinheiten wird durch
per in der Tiefe dargestel t.

eine Farbe dargestel t, die in stratigraphischer Abfolge in der Le-

10

Tiefeninformationen werden abgeleitet aus:

-
gende erläutert werden. Dünne schwarze Striche ziehen Grenzen
dem geländeformabhängigen Verlauf geologischer Grenzen,

-
zwischen den Gesteinseinheiten. Die Farbzuordnung dient zunächst

11

Signaturen zur Raumorientierung geologischer Strukturen,

-
nur zur klaren Differenzierung der Gesteinseinheiten auf der Karte,
vertikalen Profilschnitten.

kann aber auch nach üblichen Farbmustern erfolgen, häufig zeigen
helle Farben junge und dunkle Farben ältere Gesteinseinheiten an.

12

Das geologische Sehen der Landschaft umfasst somit das gedank- Ähnliche Farbtöne für angrenzende Gesteinseinheiten sol ten ver-
liche Umsetzen von Informationen an der Geländeoberfläche zu mieden werden.

einem Raumbild der geologischen Schichtenfolge im Untergrund.

13
z Der Aufschluss

Die Gesteine treten an der Erdoberfläche meist nicht flächendeckend

14

4.1

Inhalt und Aufbau geologischer Karten
auf. Vegetation, Bodenbildung und auch Bebauung verdecken die

Gesteinsformationen im Untergrund. Bereiche, an denen Gesteine

Die geologische Karte stel t die Verbreitung der Gesteinseinheiten, an der Geländeoberfläche frei zugänglich sind, bezeichnet man als

15
ihre Lagerungsverhältnisse und Strukturelemente wie zum Beispiel Aufschlüsse. Eine Aufschlusskarte (. Abb. 4.6) zeigt alle unverdeck-Verwerfungen und Faltenachsen dar.

ten Vorkommen der Gesteine in einem Kartiergebiet. Im Rahmen

16

Die Gesteinseinheiten sind in der Legende nach

-
einer geologischen Kartierung (▶ Kap. 6) gilt es, aus den lokalen
stratigraphischen Kriterien (zeitliche Einstufung) und

-

Beobachtungen eine flächendeckende Information zu erstellen. In
lithologischen Kriterien (Gesteinsarten und -abfolgen) unter-
jeder geologischen Karte steckt daher ein bestimmter Anteil an In-

17
gliedert.

terpretation des Bearbeiters.

Die geologischen Kartierergebnisse stützen sich auf direkte Ge-

Farbige Flächen kennzeichnen auf der Karte das Vorkommen der ländebeobachtungen wie:

18

Gesteinseinheiten an der Erdoberfläche. Meist schwarze Grenzlinien - Aufschlüsse,
trennen die Flächen voneinander. Die Karte und die zugehörigen - Lesesteine,

-

19

Profilschnitte dienen – ähnlich einer technischen Zeichnung mit

Relief,

Auf- und Seitenansicht – der Darstel ung eines dreidimensiona- - Gewässernetz,
len Gesteinskörpers. Diese Darstel ung ist maßstabsabhängig ver- - Bodenbildung,

20
einfacht und stel t ein Model , im Sinne einer Hypothese, auf der - Vegetation.

Grundlage der zugänglichen Informationen dar. Die Datengrundlage
wird ausführlich in einem Begleitbuch, der geologischen Kartener- Davon ausgehend können wir lokale Informationen aus Aufschluss-

21
läuterung, dargelegt.

bereichen auf die Fläche übertragen, Grenzen ziehen und tektoni-

Geologische Karten sind eine besondere Art von thematischen sche Elemente definieren. Es entsteht eine bunte Karte, auf der jede

22

Karten, da sie nicht nur die Oberflächeninformation darstellen, Farbe eine Kartiereinheit darstel t.

23

. Abb. 4.1 a Ergebnis einer Kartierungsübung der Uni Bonn im Raum Saarburg. Geologische Karten stellen die Vorkommen der geologischen Gesteinsformationen an der Oberfläche dar. b Die Projektion dieser geologischen Karte auf die Morphologie zeigt deutlich, wie die Schichten des Mesozoikums flach auf dem Perm und dem variszischen Grundgebirge liegen. Blick von NW (Topographische Kartengrundlage © GeoBasis-DE/LvermGeoRP2014-11-05)

4

185

4.1 • Inhalt und Aufbau geologischer Karten
a
b

186

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10
a

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20
b

21

. Abb. 4.2 a Blick auf das Rheintal bei Bonn in südliche Richtung. Das auf ein überhöhtes Höhenmodell projizierte Luftbild gibt einen Eindruck der Landschaft mit dem quartären Rodderberg-Vulkan hinten rechts und den tertiären Vulkanrümpfen des Siebengebirges vorne links. (Geobasisdaten des Landes 22

NRW © Geobasis NRW 2012), b Die Geologische Karteninformation zeigt auf demselben Höhen modell deutlich, wie die Kuppen des Siebengebirges als festere vulkanische Schlote besser der Erosion widerstehen als die devonischen Schichten. Geologische Strukturen prägen das Relief (Geologische Karte: Blatt Königswinter - © Geol. L.-Amt Nordrh.-Westf. 1995 / DHM: GeoBasis NRW)

23

4

187

4.1 • Inhalt und Aufbau geologischer Karten

. Abb. 4.3 Das geologische Raumgefüge und
die drei klassischen Darstellungsformen
geologische Raumstruktur
geologische Karte

(Aufsicht)

A

A‘
geologische Schichtlagerung
geologischer Profilschnitt A-A‘

(Seitenansicht)

W

E

A

A‘

0

80

120

10

. Abb. 4.4 Elemente einer geologischen

Karte. Die Legende zeigt die stratigraphische

Titel der geologischen Karte ( Kartennr.)

Einteilung der Einheiten und die verwendete

Legende

Farbe. Profilschnitte erleichtern die räumliche

1:10.000

Bearbeiter / Jahr
jung

Angaben zu

Vorstellung. Karten ausschnitt, Projektion und

Koordinatensystem sind meist von topographi-

N

Kartenausschnitt
schen Kartenwerken über nommen

Stratigraphie

Kartiereinheit

Lithologie

Koordinatengitter

B

Profilverlauf

A
alt

Profilschnitt

A

B

Kartenrahmen mit Information zu

Angaben zu den

Projektion und

Koordinaten

Koordinatensystem
z Die Legende – eine Farbcodierung

Die Legende (. Abb. 4.7) gibt die Farbcodierung vor. Jeder Kartie-
reinheit ist eine Farbe zugeordnet, mit der sie sich leicht von benach-
barten Kartiereinheiten unterscheiden lässt. Die zeitliche Einstufung
der Kartiereinheiten, die Stratigraphie, gibt ihre Reihenfolge von alt

(„unten“) nach jung („oben“) vor. Während der Arbeit im Gelände
werden Kartiereinheiten in entsprechenden Farben auf der topog-
raphischen Karte mit Buntstiften markiert. Eine kurze lithologische

Beschreibung der Kartiereinheiten ist in die Legende integriert und
gibt wichtige Merkmale der kartierten Einheiten wieder.

188

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

. Abb. 4.5 Die Aufnahme geologischer Karten erfolgt im Gelände auf der Grundlage topographischer Karten. Darauf sind das Koordinatengitter, Relief, Gewässernetz, Verkehrswege, Bebauung und Vegetation dargestellt. Bereits im Gelände markieren wir auf den topographischen Karten mit Buntstiften die 14

Verbreitung einzelner Gesteinseinheiten und legen mit dünnen Bleistiftlinien präzise die Grenzen fest (Topographische Kartengrundlage © GeoBasis-DE/

Lverm GeoRP2014-11-05)

15

16

17

18

19

20

21

22

23

4

189

4.1 • Inhalt und Aufbau geologischer Karten

. Abb. 4.6 Punkte, an denen Gesteinsbeschreibungen vorliegen. In der Aufschlusskarte werden alle für die Kartierung relevanten Aufschlüsse und bei fehlenden Aufschlüssen auch Bodensondierungen und Lesesteinfunde eingetragen. Die Zuordnung zu den Aufschlussinformationen erfolgt über die gekennzeichnete Aufschlussnummer. (Topographische Kartengrundlage © GeoBasis-DE/LvermGeoRP2014-11-05 – Geologische Karteninformation: T. Zgoll)

190

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

Farbcodierung auf geologischen Karten

2

Quartär

Perm

3

Tertiär

Karbon

4

Kreide

Devon

5

Jura

Silur

Ordoviz

6

Trias

Kambrium

Präkambrium

7

Granite

Gabbros

Gneise

8

Basalte

Rhyolithe
ultrabasische

Gesteine

9
a

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23
b

4

191

4.2 • Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien

140

120

100

120

140

Ausbisslinie

Relief
a
b

. Abb. 4.8a,b Die Ausbisslinien sind Schnittflächen geologischer Flächen (Schichtgrenzen, Verwerfungen) mit dem Relief. Es handelt sich geometrisch um Raumkurven (a), die auf einer Kartenprojektion (b) dargestellt werden
vertikale Verwerfung

Schichtorientierung
breite schwarze Linie

Einfallen nach NW

Streichrichtung NE-SW

34

Einfallswinkel (34°)

28
geneigte Verwerfung
hier: Überschiebung

. Abb. 4.9 Ausbisslinien auf der geologischen
der NW‘ Scholle nach SE

Karte. Geologische Grenzen werden mit dünnen
breite schwarze Linie mit
schwarzen Linien gekennzeichnet, Verwerfun-

Pfeilen in Einfallsrichtung
gen mit breiteren Linien in Abhängigkeit ihrer
geologische Grenze
tektonischen Relevanz. Eine weitere Signatur ist
dünne schwarze Linie
das lokale Einfallen der Schichten

4.2

Interpretation und Verlauf

Charakteristische Verläufe von Ausbisslinien können gut an
von Ausbisslinien
konkreten Beispielen veranschaulicht werden (. Abb. 4.10). Eine
topographische Karte stel t mithilfe von Höhenlinien die Gelän-
deoberfläche (auch Geländeoberkante GOK) dar, unser Beispiel zeigt

Ausbisslinien (. Abb. 4.8 und 4.9) sind geologische Grenzen auf der einen Hügel, dessen Gipfel 513 m ü. NN (Normalnul , entspricht dem geologischen Karte. Geometrisch betrachtet sind sie die Schnittli- Meeresspiegel) liegt (. Abb. 4.10a–l).

nien geologischer Grenzflächen mit dem Relief. Dabei handelt es

Fall A – horizontale/söhlige Schichtfläche (. Abb. 4.10a–d): Die
sich in der Regel um Schichtgrenzen oder Verwerfungsflächen. Wie Ausbisslinie verläuft parallel zu den Höhenlinien, sie schneidet sie
die Ausbisslinien auf der geologischen Karte verlaufen, hängt vom nicht. Dies bedeutet, dass die Höhe der geologischen Grenzfläche im

Relief sowie von der Raumlage und der Form der geologischen Flä- Kartenausschnitt konstant ist. Damit liegt die geologische Schicht-
che ab. Der Verlauf der Ausbisslinien lässt daher Rückschlüsse auf grenze horizontal.

die Raumlage geologischer Grenzflächen zu.

. Abb. 4.7 a Farbcodierung, wie sie bei vielen geologischen Karten Anwendung finden. Bestimmte Farbtöne sind für stratigraphische Bereiche und Gesteinsarten üblich. b Beispiel einer Legende als Vorlage für eine Geländeaufnahme. Bei der Differenzierung zahlreicher Einheiten gilt der Grundsatz, die Farbgebung so zu wählen, dass eine Unterscheidung benachbarter Einheiten gut möglich ist

192

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

A‘

A‘

2

3

513

513

4

500

500

400

4

5

00

30

3

0

00

20

2

0

0

6

0

A

A
a
e

7

A‘

A‘

200

8

360

9

513

513

513

10

500

500

360

500

360

400

400

11

30

3

0

00

200

20

2

0

00

A

A

12
b
f

A‘

13

A

A‘

14

360

500

400

360

300

15

513

513

200

100

500

16

0

400

-100

300

360

17

200

A
c
g

18

A

500

19

400

300

20

200

100

0

21

-100

22
d

A‘

23

. Abb. 4.10a–l Ebene Schichtgrenzen können in unterschiedlicher Raumlage (horizontal/söhlig, vertikal/saiger, geneigt) das Relief schneiden, was auf der Karte durch entsprechend verlaufende Ausbisslinien wiedergegeben wird. a–d Horizontale Schichtfläche in Karte und Profilschnitt, e–g Vertikale Schichtfläche in Karte und Profilschnitt

4

193

4.2 • Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien
unten

513

513
oben

500

500

400

400

300

300

200

200
unten
h
i

A‘

A‘
λ
σ

513

513

500

500

400

A

400

A

300

300

200

200

500 400 300 200

500 400 300 200
j
k

A

A‘

500

400

300

200

100
δ

0

-100
l

. Abb. 4.10a–l ( Fortsetzung) h–l Geneigte Grenzfläche in Karte und Profilschnitt. Das Einfallen kann anhand der Schnittpunkte mit den Höhenlinien ermittelt werden

Wir können drei beliebige Punkte der Ausbisslinie zu einem flächen zeigen einen Verlauf der Ausbisslinien, der dem Fall der

Dreieck verbinden, dessen Eckpunkte stets in gleicher Höhe liegen. horizontalen Schichtlagerung ähnlich ist. Bei steilen Schichtflächen

Die Raumlage des aufgespannten Dreiecks ist horizontal. Der Profil- sieht die Linie eher wie bei saigeren Schichtgrenzen aus.

schnitt zeigt die horizontale Schichtgrenze bei 360 m ü NN.

Bilden wir aus drei beliebigen Punkten der Ausbisslinie ein Drei-

Fall B – vertikale/saigere Schichtfläche (. Abb. 4.10e–g): Die eck, ist dessen Raumlage in eine bestimmte Richtung geneigt. Zwei Ausbisslinie schneidet alle Höhenlinien und ihr Verlauf wird in kei- der auf . Abb. 4.10i markierten Punkte liegen auf der Höhe 300 m ner Weise vom Relief beeinflusst. Dies bedeutet, dass die geologische ü. NN. Der dritte Punkt liegt auf der Kuppe, also bei 513 m ü. NN.

Schichtgrenze vertikal verläuft – die Schichtgrenze steht saiger.

Daraus ergibt sich bereits eine ungefähre Einfallrichtung nach Nord-

Wenn wir drei beliebige Punkte der Ausbisslinie zu einem Drei- ost (NE).

eck verbinden, liegen die Verbindungslinien übereinander. Die

Die Himmelsrichtungen werden in geowissenschaftlichen Tex-

Raumlage des aufgespannten Dreiecks ist somit vertikal.

ten und Abbildungen durch die Anfangsbuchstaben der englischen

Fall C – geneigte Schichtflächen (. Abb. 4.10h–l): Die Ausbiss- Schreibweise abgekürzt. Daher finden wir stets für Osten die Abkürlinie schneidet die Höhenlinien. Ihr Verlauf wird vom Relief, dar- zung „E“. Für alle anderen Richtungen stimmen deutsche mit den
gestel t durch die Höhenlinien, beeinflusst. Flach lagernde Schicht- englischen Abkürzungen überein. Zusätzlich ist es üblich, bei der

194

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1
geophysikalische

Erkundung

2

(z. B. Seismik)

Kalkstein

3

Sandstein

Sandstein

Mergel

Mergel

Ton

Kalkstein

Ton

4
m

5
w

Mergel
beobachtete
m wahre Mächtigkeit:

w

6

Schichtgrenzen
m
senkrecht zur Schichtung
und Einfallen
s
m scheinbare Mächtigkeit:

an der Oberfläche

Sandstein
s
schräg zur Schichtung

7
vermutete

Ton

8

Schichtgrenzen

Erkundung des
aus Beobachtung

Schichtverlaufes
an der Oberfläche

9
durch lokale Bohrungen

10

11

. Abb. 4.11 Profilschnitt. Tiefeninformationen werden durch Interpretation von Oberflächeninformation, Bohrungen oder über geophysikalische Messverfahren, z. B. Seismik, ermittelt und ermöglichen eine genäherte Darstellung geologischer Strukturen im Untergrund. Die Genauigkeit der abgebildeten 12

Strukturen hängt von der Datendichte und Interpretation dieser stets lückenhaften Information ab

13

Adjektivierung von Himmelsrichtungen ein Apostroph hinter die 4.3

Geologische Profilschnitte –

Kürzel zu schreiben. Somit kann „südwestlich“ mit „SW'“ abgekürzt
die Seitenansicht auf geologische

14
werden.

Strukturen

Ermittlung der Schichtlagerung: Mithilfe der Schnittpunkte der

Ausbisslinie mit den Höhenlinien können wir die Schichtlagerung

15
ermitteln. Dazu verbinden wir Schnittpunkte gleicher Höhe durch Neben der geologischen Karte ist der Profilschnitt die wichtigste Art

Geraden. Die so konstruierten Linien stellen die Höhenlinien der der Darstel ung geologischer Strukturen. Während durch eine geo-

16
geologischen Grenzfläche dar (blaue Linien in . Abb. 4.10j).

logische Karte dargestel te Strukturen an der Erdoberfläche zugäng-

Die Höhenlinien sind Schnittlinien der geologischen Flächen lich sind, werden durch Profilschnitte Aussagen zu Strukturen in der
mit horizontalen Ebenen auf unterschiedlichen Höhen. Die Richtung Tiefe gemacht. Informationen zum Verlauf von Strukturen in der

17
der Höhenlinien in Bezug zur Nordrichtung ist das Streichen oder Tiefe werden aus der Oberflächeninformation abgeleitet oder durch
die Streichrichtung.

Bohrungen oder mithilfe geophysikalischer Messverfahren ermittelt.

Leicht erkennt man, dass die dargestel te Schichtfläche im Bei-

Profilschnitte (. Abb. 4.11 und . Abb. 4.12)geben auf der geolo-

18
spiel von Westsüdwest (WSW) nach Ostnordost (ENE) abfäl t. Die gischen Karte einen Einblick in die räumlichen Strukturen im Un-

Ausrichtung der Höhenlinien der Schichtlagerung ist dabei paral- tergrund. Häufig werden dynamische Prozesse mithilfe von Profilen

19
lel zur Streichrichtung (σ, orange in . Abb. 4.10k) der Schicht. Die dargestel t, indem einzelne Schritte des Ablaufs gezeigt werden. Um Einfal srichtung (λ, grün) steht senkrecht dazu. Sie stel t die Rich- tektonische Deformationsprozesse quantitativ zu rekonstruieren,
tung des stärksten Gefälles auf der geologischen Fläche dar. Eine können wir bilanzierte Profile erstellen. Dabei setzen wir konstante

20

Kugel rol t auf einer geneigten Fläche immer in Einfal srichtung Strecken, Flächen oder Volumina während der Deformation der

(▶ Abschn. 7.4). Einfal srichtung und Streichrichtung können nun beteiligten Gesteinskörper voraus. Somit stellen Profile meist mehr in Bezug zur Nordrichtung (schwarz) mithilfe eines Geodreiecks als nur einen Zustand dar, sie sind auch ein Ansatzpunkt, um über

21
abgelesen werden. Profile werden stets senkrecht zum Streichen und die Entstehung der untersuchten Strukturen nachzudenken. Im
somit parallel zur Einfal srichtung gelegt. Im Profilschnitt ist der Gelände hilft die Profilskizze dabei, Zusammenhänge geologischer

22

Einfal swinkel (δ) zwischen einer Horizontalen und der geologi- Einheiten besser zu verstehen, denn schon eine einfache grafische
schen Fläche ablesbar.

Darstel ung erleichtert das Erkennen von zunächst scheinbar kom-
plexen geologischen Strukturen.

23

Profilschnitte können bei geschichteten Gesteinsabfolgen aus

Oberflächeninformationen, wie Schichtgrenzen und Schichtlage-
rung, geometrisch abgeleitet werden. Hierzu setzt man häufig das

Konstruktionsverfahren über die Winkelhalbierende der Einfal s-

4

195

4.3 • Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht auf geologische Strukturen

. Abb. 4.12 Profilschnitt durch eine einfache gefaltete Schichtenfolge. Das Auftreten der vier Fazies einheiten und das Schichteinfallen an der Geländeoberfläche (schwarze Linie bei 300 m) werden hier mit Hilfe eines Profilschnitts dargestellt und geologisch erklärt. Profile sind stets orientierte Schnitte durch ein geologisches Raummodell. (Topographische Kartengrundlage © GeoBasis-DE/LvermGeoRP2014-11-05 – Geologische Karteninformation: H. Lieder-Wolf)

196

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

Profilkonstruktion

Methode der Winkelhalbierenden der Einfallswerte

Bilanzierte Profile

2

3

Einfallswerte
an der Oberfläche

4

5
ω1 ω2 ω1 = ω2

Normale zum

6

Flächeneinfallen
inkelhalbierende

W
dip domain
dip domain
dip domain
dip domain

7

A

B

C

D

3

F2

F1 = F2 + F3

2

4

F3

8
beobachtete Schichtgrenze

3

1

4

5
an der Oberfläche

2

F1

1

5

9

10
te
konstruier

11

Schichtgrenze

1

2

3

4

5
loose
line

1

2

3

4

5

12
dip domain
dip domain
dip domain
dip domain

A

B

C

D
pin line
a
b

13

. Abb. 4.13 a Die Profilkonstruktion nach der Methode über die Winkelhalbierenden der Einfallswerte ermöglicht bei gefalteten Schichtfolgen die Verfol-gung und Konstruktion von Schichtgrenzen in Tiefe. b Bilanzierte Profile rekonstruieren den Ausgangszustand ausgehend vom deformierten Zustand. Daraus 14
kann für den Profilbereich der Einengungsbetrag ermittelt werden

15
werte ein (. Abb. 4.13). Ausgehend vom gemessenen Schichtein- heutige Zustand (. Abb. 4.13b oben). Bei der Darstel ung zeigt die fallen werden im Profil die Normalen zum Schichteinfallen einge- pin line die Seite des Profils, die „festgehalten“ wird. Die loose line 16
tragen. An den Schnittpunkten der Normalen zweier benachbarter wird hingegen bewegt. Zwei Schichtgrenzen sind hervorgehoben

Schichtmessungen werden jeweils die Winkelhalbierenden bestimmt (gelb und grün). Beide haben im deformierten und nichtdeformier-

(blaue Linie). Die Winkelhalbierende trennen nun verschiedene Be- ten Zustand eine identische Gesamtlänge, auch wenn die Knick-

17
reiche mit gleicher Schichtorientierung ( dip domains) voneinander. punkte unterschiedlich verteilt sind. Neben der Streckenkonstanz

In jeder dip domain gilt die Schichtorientierung der Messung an der gilt in bilanzierten Profilen auch die Flächenkonstanz. Die Fläche

Geländeoberfläche. Diese Orientierung ist hier als dünne rote Linien des durch die Deformation frei gewordenen Rechtecks F1 entspricht

18
eingetragen, sie stellen eine Art Feldlinien der Schichtorientierung der Summe der Bereiche F2 und F3. Durch Übertragen der Profil-
dar. An einer Stelle an der Geländeoberfläche wurde eine Schicht- information in den 3D-Raum spricht man entsprechend von einer

19
grenze erkannt. Diese Grenze kann nun in die Tiefe fortgesetzt wer- Volumenkonstanz.

den, indem sie parallel zu den Feldlinien von dip zone zu dip zone

Am Beispiel zweier Kuchensorten kann man gut erläutern, wie
fortgeführt wird. Dieses Verfahren gewährleistet die Konstanz der sich Erkundung und Darstel ung einfacher geologischer Strukturen

20

Mächtigkeit über den Konstruktionsbereich hinweg.

im Vergleich zu komplexen Strukturen unterscheiden (. Abb. 4.14).

Bilanzierte Profile (. Abb. 4.13b) zeigen keinen statischen Zu- Der Blick von oben auf beide Kuchen lässt kaum Rückschlüsse auf stand, sondern haben das Ziel, Deformationsprozesse zu rekonst- die interne Struktur zu. Junge Sedimente (Schokolade) decken die

21
ruieren. Die geometrische Rekonstruktion der Deformation erfolgt geologischen Strukturen (Kuchen) ab. Bohrungen liefern für den
auf der Profilebene. Die Hauptbewegung sol te dabei parallel zur Kuchen 1 (links) übereinstimmende Ergebnisse – die Schichten sind

22

Profilebene liegen. Die Schichtgrenzen zeigen bei korrekter Zurück- immer in derselben Tiefe anzutreffen. Durch Korrelation der Boh-
formung konstante Längen. In . Abb. 4.13b ist unten die Schich- rungen kann man sagen, dass der linke Kuchen aus einer horizontal tung vor der Deformation dargestel t. Gestrichelt ist der Verlauf der gelagerten Schichtung zu bestehen scheint. Rechts ist eine Korrela-23

Überschiebungsbahn gekennzeichnet, die mit Beginn der Defor- tion schwierig, die Bohrung scheint auf wechselnde Mächtigkeiten
mation aktiv wird. Die Deformation führt zur Überschiebung und hinzudeuten.

Faltung der Hangendschol e (. Abb. 4.13b mitte). Schließlich trägt

Serienschnitte legen die geologischen Strukturen offen und zei-
die Erosion Teilbereiche der Schichtenfolge ab und zurück bleibt der gen, dass es je nach ihrer Komplexität unterschiedlich schwer ist,

4

197

4.4 • Signaturen

. Abb. 4.14a–e Zwei Kuchensorten als Beispiel für Erkundung und

Darstellung geologischer Strukturen. a Der Blick von oben lässt kaum

Rückschlüsse auf die interne Struktur zu. b, c Bohrungen liefern im einen

Fall übereinstimmende Ergebnisse, die auf eine horizontale Schichtung
hindeuten. Im anderen Fall sind die Ergebnisse sehr unterschiedlich.

d, e Serienschnitte durch beide Kuchen. Wie vermutet ist ein Kuchen
horizontal geschichtet, während der andere wesentlich komplexer ist,
als ursprünglich vermutet
a
b
c
d
e
die Geometrie der Schichten zu erfassen. Das Modell von Kuchen 1 überhöht, denn dies würde zur verzerrten Darstel ung der geologi-
wird bestätigt, während die Strukturen des Kuchens 2 wesentlich schen Strukturen im Untergrund führen.

komplexer sind als ursprünglich vermutet.

z Profilverlauf und Maßstab

4.4 Signaturen

Profilschnitte werden auf der geologischen Karte durch den Pro-
filverlauf markiert. Anfang, Ende und mögliche Knickpunkte des Die Raumorientierung geologischer Strukturelemente wird über

Profilverlaufes werden durch Buchstaben gekennzeichnet, um den Punkt- und Liniensymbole dargestel t. Obwohl die genutzte Signa-
eindeutigen Bezug zur Karte herzustellen.

turgruppe stets ähnlich ist, gibt es keine international einheitliche

Der Profilschnitt soll dem Betrachter die wesentlichen geolo- Vorgabe. Jeder Bearbeiter darf selbst die Signaturen im Rahmen
gischen Strukturelemente verständlich erläutern. Daher wird der der üblichen Konventionen mit einer Bedeutung belegen. Eine ein-

Verlauf des Profils so gewählt, dass

-
deutige Erläuterung der Signaturen in der Kartenlegende ist somit
wichtige Strukturelemente im Profilverlauf liegen,

-
immer erforderlich.

die Mehrzahl der Schichtglieder darin auftreten,

-

Die Punktsymbole stellen lokale Informationen dar, die einzel-
tektonische Strukturen quer zum Streichen angeschnitten
nen Beobachtungs- oder Messpunkten zuzuordnen sind. Üblicher-
werden (Faltenbau, Schichteinfallen, Verwerfungen u. a.).

weise sind dies unterschiedliche Flächenorientierungen oder die

Ausrichtung von linearen Elementen.

Das Relief spielt bei der Wahl des Profilverlaufes nur eine unterge-

Folgende geometrische Strukturelemente können auf geologi-
ordnete Rolle. Die Geländeoberfläche bildet die obere Grenze des schen Karten unterschieden werden:

Profilschnittes und ist meist durch die geologischen Strukturen im - Flächenorientierung:

Untergrund geprägt. Steile Hänge im Gebirge oder in Tälern kön-

- Schichtflächen (lokale und regionale Lagerungsverhält-
nen einen tiefen Einblick in die geologischen Strukturen gewähren.

nisse),

Dies sol te bei der Wahl des Profilschnittes berücksichtigt werden.

- Schieferflächen (Ausrichtung der Deformation, bei bekann-

Komplizierte geologische Strukturen erfordern möglicherweise eine
ter Schichtlagerung können damit Faltenachsen bestimmt

Profilschnittserie, um ihre räumliche Struktur zu verstehen.

werden),

Der Maßstab der geologischen Karte gibt den Maßstab des Pro-

- Kluftflächen (Ermittlung der Spannungsmuster, Wegsam-
filschnittes vor. Geologische Profilschnitte sind in der Regel nicht
keiten der Grundwasserleiter);

198

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

. Tab. 4.1 Signaturen für die Raumorientierung von Schichtung und Schieferung

Signatur

Bedeutung

Beschreibung

Alternative Signaturen

2

32

Schichteinfallen mit 32°

Kurzer Dreieckspfeil oder Strich in

32

32
nach NE

Einfallsrichtung (Azimut), langer Strich

3

[42/32]

(meist 6–8 mm) in Streichrichtung. Zahl
gibt den Einfallswinkel an

4

Saigeres Schichteinfallen

Langer Strich in Streichrichtung, beid-
mit Streichrichtung NW/SE
seitig zwei Dreieckspfeile oder kurze

5

Striche senkrecht zum langen Strich

6

Söhlige Lagerung (waage-

Zwei lange Striche kreuzen sich im
recht, horizontal)

rechten Winkel. Ausrichtung ohne

7

[−/0]

Bedeutung, da es keine Einfallsrichtung
bei horizontaler Lagerung gibt.

8

32

Überkippte Lagerung

Kleine Schleife an der Signatur: Schicht-

32

32

9
mit 32° nach NE
einfallen zeigt überkippte Lagerung an.

[42/32]

10

32

32

Schieferung: hier 1., 2.

Mit der Zahl der Querstriche können

11
und 3. Schie ferung mit 32°
aufeinanderfolgende Schieferungspha-
nach NE
sen unterschieden werden.

[42/32]

12

32

13

14

- Lineation:

drogeologie. Kluftorientierungen können wir im Gelände einmessen

15

- Faltenachsen (Geometrie des Faltenbaus),

-
und über Signaturen (. Tab. 4.2) in die Karte eintragen. Wie auch

Harnischstriemung (Bewegungsrichtung an Verwerfungen),

-

Schicht- und Schieferflächen können sie mit Richtungsdiagrammen

16

Gletscherschrammen (Fließrichtung von Gletschereis),

-

(Schmidtsches Netz oder Rosendiagramm) statistisch dargestel t

Strömungs- und Schleifmarken – flute casts, groove casts
werden (▶ Abschn. 7.4). Kluftrosen zeigen die Richtungsmaxima

(Fließrichtung bei Sedimentation),
an und lassen Hauptrichtungen von nahezu parallel verlaufenden

17

- Ausrichtung von Fossilgehäusen oder Fossilresten (Strö- Kluftsystemen, den sogenannten Kluftscharen, erkennen.

mungsrichtung bei Ablagerung oder Aufarbeitung).

Häufig werden Kluftflächen als Lineamente aus der Interpre-
tation von Luft- oder Satellitenbildern abgeleitet. Die Lineamente

18

Insbesondere Informationen zur Orientierung von Schichtflächen, sind in diesem Fall die Schnittlinien der Kluftflächen mit der Ge-

Schieferflächen und zum Verlauf von Faltenachsen sind häufig auf ländeoberfläche. Die Darstel ung auf der Karte erfolgt durch dünne,

19
geologischen Karten zu finden. Die Raumorientierung von Schich- meist gerade oder leicht gebogene Linien (. Tab. 4.3).

tung und Schieferung kann mit den Signaturen aus . Tab. 4.1 ange-
geben werden.

z Faltenachsen

20

Bei der Darstel ung einer gefalteten Schichtenfolge können neben
z Klüftung
den Messungen des lokalen Schichteinfallens auch lokale Orien-

Kluftflächen ( joint planes) sind rissartige feine Trennflächen, die tierungen der Faltenachsen (▶ Abschn. 7.3) dargestel t werden 21
den Gesteinskörper durchziehen (▶ Abschn. 7.2). Sie unterscheiden (. Tab. 4.4). Die Orientierung der Faltenachsen können wir als Li-sich von Verwerfungen dadurch, dass an den Klüften kein Versatz near direkt an kleinskaligen Falten oder an Schnittkanten zwischen

22
stattgefunden hat. Kluftsysteme entstehen in Gesteinen in der Regel Schichtung und Schieferung bestimmen.

durch tektonische Spannungen oder thermische Kontraktion bei der

Die Spur der Faltenachsenebene (oder -fläche) ist die Schnitt-

Abkühlung.

linie zwischen der Faltenachsenebene und der Geländeoberfläche.

23

Mithilfe der Orientierung von Kluftflächen sind Aussagen über Mithilfe spezieller Symbole (. Tab. 4.5) kann die strukturgeolo-das tektonische Spannungsregime möglich. Ebenso bilden Kluftmus- gische Bedeutung entlang des Linienverlaufes kenntlich gemacht
ter die Grundlage zur Untersuchung von Kluftaquiferen in der Hy- werden.

4

199

4.4 • Signaturen

. Tab. 4.2 Signaturen für die Orientierung von Klüften

Signatur

Bedeutung

Beschreibung

Alternative Signaturen

Kluftfläche flach

Die lange Linie zeigt in Streichrichtung und das kleine Rechteck an

(0–30°)

einem Ende der Linie gibt die Einfallsrichtung an.

27

[218/flach]

Alternativ kann der Einfallswinkel ebenfalls angegeben werden.

Kluftfläche mittel

(30–60°)

[218/mittel]

Kluftfläche steil

(60–90°)

[218/steil]

. Tab. 4.3 Kluftflächen aus der Interpretation von Luft- oder Satelllitenbildern

Signatur

Bedeutung

Beschreibung

Alternative Signaturen

Kluftausbisslinie

Zwei Kluftscharen sind eingetragen:

( joint plane outcrop line)

NE/SW-gerichtet

NW/SE-gerichtet

Gesicherte Lineamente sind als durchge-
zogene Linie eingetragen, vermutete als
gestrichelte Linie.

. Tab. 4.4 Signaturen zur Darstellung von Faltenachsen

Signatur

Bedeutung

Beschreibung

Alternative Signaturen

19

Lokale Orientierung von

Der Pfeil zeigt die Einfallsrichtung (Azimut) von Faltenachsen

19

Faltenachsen und Linea-
und Lineationen an. Die Pfeilspitze zeigt in Richtung des
tionen

Abtauchens, dabei kann die Anzahl der Pfeilspitzen zwischen

[287/19]

flachem, mittlerem und steilem Einfallen unterscheiden.

Flach (0–30°)

48
mittel (30–60°)

78

Steil (60–90°)

Lokale Orientierung einer

Die horizontale Lage der Faltenachse oder Lineation wird
horizontalen Faltenachse
durch die beidseitigen Pfeile dargestellt.

oder Lineation

200

Kapitel 4 • Die geologische Karte – ein 3D-Modell

1

. Tab. 4.5 Signaturen für die Spur der Faltenachsenfläche

Signatur

Bedeutung

Beschreibung

Alternative Signaturen

2

Antiklinale (Sattel):

Die Pfeile deuten auf divergentes Schichteinfal-

Spur der Faltenachsene-
len entlang der Spur hin. Die Spur der Falte-

3
bene
nachsenebene ist die Schnittlinie zwischen der

Faltenachsenebene und der Geländeoberfläche.

4

Synklinale (Mulde):

Die Pfeile deuten auf konvergentes Schichteinfal-

5

Spur der Faltenachsen-
len entlang der Spur hin.

ebene

6

7

8

9

10

. Tab. 4.6 Signaturen für Verwerfungen

Signatur

Signatur

Beschreibung

Alternative Signaturen

11

Gesicherte Verwerfung

Darstellung einer Verwerfung, deren Bewegungs-
vermutete Verwerfung
richtung nicht bekannt ist. Vermutete Verwerfun-

( fault)

gen werden gestrichelt eingezeichnet.

12

13

Abschiebung

Die Rechtecke zeigen in Einfallsrichtung der

( normal fault)

Abschiebung und zugleich in Richtung des abge-

14
sunkenen Blocks (Tiefscholle).

Aufschiebung

Die Spitzen der Dreiecke zeigen in die Einfallsrich-

15

( reverse fault, thrust)

tung der Aufschiebung und zugleich in Richtung
des aufgeschobenen Blocks (Hochscholle).

Die Signatur zeigt keinen Bewegungssinn an, die-

16
ser kann durch einen zusätzlichen Pfeil kenntlich
gemacht werden.

17

Überschiebung

Die Spitzen der Dreiecke zeigen in Richtung des

( thrust)

über schobenen Blocks (Hochscholle).

Die Signatur zeigt keinen Bewegungssinn an, die-

18
ser kann durch einen zusätzlichen Pfeil kenntlich
gemacht werden.

19

Blattverschiebung dextral

Die Bewegungs richtung von Blattverschiebungen

( strike slip fault)

wird durch die Pfeile gekennzeichnet.

20

21
z Verwerfungen

Verwerfungen sind Bruchflächen, an denen eine Bewegung der

22
angrenzenden Gesteinskörper stattgefunden hat (▶ Abschn. 7.2).

Durch die Bewegung kam es zu einem Versatz der Gesteinskörper.

Verwerfungen können mit den Signaturen aus . Tab. 4.6 dargestel t

23
werden.

5

201

Wissen wo – Orientierung
im Gelände mit Karte und GPS

Mario Valdivia Manchego

5.1

Die topographische Kartengrundlage – 203

5.2

Der Blattschnitt topographischer Karten – 207

5.3

Topographische Informationen – geologisch interpretiert – 208

5.4

Projektionen – Was die Erde
mit einer Apfelsine gemeinsam hat – 209

5.5

Geographische und magnetische Pole – 215

5.6

Positionsbestimmung mithilfe der topographischen Karte – 216

5.7

Standortbestimmung mit GPS – 217

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_5, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

202

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

Gebiete geologischer Geländearbeiten liegen häufig fernab von jeder

An Aussichtspunkten fäl t es leicht, mithilfe der Karte die eigene

Hauptstraße und sind nur zu Fuß über Wege oder Pfade erreichbar. Position zu bestimmen, da sich markante Punkte gut finden lassen

Meist durchstreift man das Gelände querfeldein. Die Orientierung (. Abb. 5.1). Ohne Blick auf markante Punkte ist die Orientierung 2
und Positionsbestimmung ist daher gerade in unübersichtlichem deutlich schwerer.

Gelände sehr wichtig und erfolgt immer mithilfe einer topographi-

. Abbildung 5.2a zeigt eine typische Situation im Wald im Rhein-

3
schen Kartengrundlage.

land. Der dichte Bewuchs erlaubt hier selten eine Aussicht. Ein Pfad,

Erst wenn ich weiß, wo ich auf der Karte bin … (Positionsbestimmung) der hier beim Höhenpunkt 313,5 durch den Wald führen sol , ist

… kann ich entscheiden, wohin ich gehe. (Routenplanung) nicht wirklich zu finden. Eine Kartiererin oder ein Kartierer befindet

4

Positionsbestimmungen sind für jede Art von Beobachtungs- sich hier abseits von eingetragenen Wegen und sucht an bewaldeten
und Messpunkten notwendig, da im Rahmen der Geländeauf- Hängen nach Aufschlüssen und Lesesteinen. Die Orientierung fäl t
nahme räumliche Zusammenhänge erfasst werden. Lokalisierte zunehmend schwerer, schließlich ist die eigene Position auf der Karte

5

Einzel beobachtungen sind später für die Interpretation der geo- nicht mehr bekannt und zu allem Überfluss wird es langsam dunkel …

wissenschaftlichen Informationen relevant. Ebenso ist die Posi-

Die Karte (. Abb. 5.2b) zeigt Wege, die das Gebiet durchziehen

6
tionsbestimmung natürlich Grundlage für Routenplanungen im und die vor Dunkelheit erreichbar sind. Um zu entscheiden, welcher

Gelände.

der kürzeste Weg ist, wird zunächst der aktuelle Standort so genau

Die Wahl einer präzisen, detailreichen und aktuellen Karten- wie möglich bestimmt. In solchen Situationen, in denen andere

7
grundlage ist daher wichtig, unabhängig davon, ob ein GPS-Ge- Orientierungsmöglichkeiten kaum greifen, ist ein GPS-Gerät sehr
rät zur Positionsbestimmung eingesetzt wird oder nicht. Beachte: hilfreich. Über die angezeigten Koordinaten kann die Position auf

Jeder sol te im Gelände auch ohne GPS-Hilfe orientierungsfähig der topographischen Karte rasch mithilfe des Koordinatengitters ab-

8
sein.

gegriffen werden. Ausgehend vom Koordinatengitter der Gitterweite

Karte, GPS-Gerät, Kompass und der Blick ins Gelände helfen bei 1 km werden unter Berücksichtigung des Maßstabes die zusätzlichen

9
der Orientierung im Gelände. Das GPS liefert Koordinaten, die es Beträge der Koordinaten (letzte drei Stellen: Abstand in Metern)

ermöglichen, die eigene Position auf einer gedruckten Karte wieder- mithilfe eines Geodreiecks abgetragen. Der Schnittpunkt stel t die
zufinden. Die Karteninformation kann auch auf dem GPS als digitale aktuelle Position dar. Der blaue Punkt gibt den bestimmten Standort

10

Karteninformation vorliegen. Viele Smartphones unterstützen diese wieder. Etwa 300 m in NNE’ Richtung beginnt ein eingetragener Weg

Funktion.

beim Höhenpunkt 313,5.

11

Burg

Turm

Schichteinfallen

12

13

14

15

Straße

Brücke

16

17

18

19

20

21

22

Flusslauf

Schattenwurf des Baumes um die Mittagszeit: Blick nach Osten und somit Schichteinfallen nach Süden

23

. Abb. 5.1 An Aussichtspunkten fällt es leicht, mithilfe der Karte die eigene Position zu bestimmen. Markante Punkte, wie Flussläufe, Straßen oder Gebäude helfen bei der Orientierung. In diesem Beispiel kann die generelle Richtung des Schichteinfallens abgeleitet werden. Das Anpeilen von definierten Punkten hilft bei der Positionsbestimmung ohne GPS (. Abb. 5.26).

5

203

5.1 • Die topographische Kartengrundlage

2598358

385426

5594573

5593103

DHDN

UTM 32 N

Gauss Krüger

WGS 84

Zone 2

GPS

GPS

25 98000

25 99000

55 95000

426 m

? genauer Standort

358 m

103 m

55 93000

55 94000

573 m

385 000

386 000
a
b

. Abb. 5.2 Waldgebiet im Rheinland (a) und dazugehörige Karte (b). Zur Orientierung ist hier ein GPS sehr hilfreich, wenn man nicht die Waldbewohner fragen möchte. Ausgehend vom Gitternetz auf der Karte wird der Betrag der letzten drei Stellen der Koordinaten (Einheit: Meter) mit einem Geodreieck abgetragen, um den Standort auf der Karte zu ermitteln. Das am GPS eingestellte Koordinatensystem muss dazu mit dem auf der Karte übereinstimmen.

Koordinatensysteme unterscheiden sich im Gitter netz und in den Koordinatenpaaren.

5.1

Die topographische Kartengrundlage

Die topographische Karte wird vor der Geländearbeit ausgewählt.

Topographie (abgeleitet vom griechischem Wort topos = Ort) ist

Bebauung
eine Ortsbeschreibung im Sinne einer genauen Lokalisierung von

Punkten, Strecken und Flächen auf der Erdoberfläche. Positions-
bestimmung und Orientierung erfolgen über die Objekte auf den

Informationsebenen (. Abb. 5.3) und über Koordinaten. Wichtige

Gewässer

Informationsebenen ( layer) topographischer Karten sind Bebau-
ung, Gewässer, Vegetation und Relief. Digitale Versionen der to-
pographischen Karten werden meist in eine Reihe von thematisch
differenzierten Ebenen gegliedert, die nach Bedarf über ein Geoin-

Vegetation
formationssystem (GIS) zusammengestel t werden können (▶ Ab-
schn. 7.6). Hierbei spielt die Art der Objekte (. Abb. 5.4) auch eine

Rolle, meist wird zwischen Flächen-, Linien- und Punktobjekten
unterschieden.

Relief

Format und Layout der meisten weltweit verfügbaren topogra-
phischen Karten zeigen einen ähnlichen Aufbau (. Abb. 5.5). Der

Kartenausschnitt ist vom Kartenrahmen mit den Angaben zu den

Koordinatenwerten umgeben. Die Informationen zur Projektion, auf
die sich die im Kartenrahmen angegebenen Koordinaten beziehen,
finden sich in der Regel in einem klein gedruckten Textfeld am Rand
des Kartenausschnittes.

Ein Maßstabsbalken erleichtert das Ablesen von Entfernungen

. Abb. 5.3 Informationsebenen (Layer) topographischer Kartenwerke
auf der Karte. Generell gilt, dass die geographische Nordrichtung
in Bezug zum Kartenblatt nach „oben“ zeigt. Diese Elemente der

Die Legende erläutert die auf der Karte verwendeten Signaturen
topographischen Karte werden auf den geologischen Karten meist (. Tab. 5.2). Diese Signaturen werden auf geologischen Karten nicht unverändert übernommen.

in der Legende erläutert, daher sol ten sie den topographischen Kar-

Topographische Kartenwerke liegen in verschiedenen Maßstä- tengrundlagen entnommen werden (. Abb. 5.6).

ben vor, die sich aufgrund der unterschiedlichen Generalisierungs-
stufen deutlich voneinander unterscheiden (. Tab. 5.1).

Der Blattschnitt (▶ Abschn. 5.2, . Abb. 5.8) legt die räumliche

Zuordnung der Kartenblätter in unterschiedlichen Maßstäben fest.

204

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

Punktobjekte

Linienobjekte

Flächenobjekte

. Tab. 5.1 Topographische Karten

Fließ-

Maßstab

Kennung

Bezeichnung

2
gewässer

See

Wege

Höhenpunkte

1:5000

DGK (Deutsche Grundkarte)

Straßen

Vegetation

3

Höhenlinien

1:10.000

TKV 10 (Vergrößerung der TK 25)

1:25.000

TK 25 (Messtischblatt)

4

Siedlung

1:50.000

L

TK 50

1:100.000

C

TK 100

Bergwerk

5

Hütte

1:200.000

CC

TK 200 (Übersichtskarte)

6

. Tab. 5.2 Auf topographischen Karten verwendete Signaturen

Flächeninfor-

Linieninformationen

Punktinformationen

7
mationen

Höhenlinien

Verkehrswege

Markante Einzelgebäude

8

. Abb. 5.4 Die topographische Karte setzt sich aus verschiedenen Objek-
tarten zusammen, die auf mehreren Ebenen getrennt nach Objektart und

Vegetation

Gewässerläufe

Quellen, Brunnen

Bedeutung gespeichert sind und differenziert abgerufen werden können.

Flächenhafte

Verwaltungs- und

Höhlen- und Stollenein-

9

Ausschnitte aus der TK 25, 5706 Hillesheim (© GeoBasis-DE/LVermGe-

Gewässer

Grundstücksgrenzen
gänge
oRP2014-11-05)

Flächenhafte

Böschungskanten

Höhenpunkte und trigo-

10

Bebauung
nometrische Punkte

11

Aufbau topographischer Karten Gauß-Krüger-Koordinaten

UTM-Koordinaten

12

13

Kartenbezeichnung

Zeichenerklärung

Kartenrahmen mit Koordinatenangaben
oder

14

Legende

Kartenfenster

Siedlung

15

Koordinatengitter

Gitterkreuze

Eckkoordinaten des

Kartenausschnitts

Verkehr

16
geographische

Koordinaten

Vegetation

[Grad]

17

Gewässer

18

Relief

19

Länge
geodätische

Grundlagen

Breite

20
und

Koordinaten

21

Maßstab

22

23

. Abb. 5.5 Aufbau topographischer Karten, mit Ausschnitten aus der TK 25, 5706 Hillesheim (© GeoBasis-DE/LVermGeoRP2014-11-05)

5

205

5.1 • Die topographische Kartengrundlage

. Abb. 5.6 Auszug aus der Zeichenerklärung der TK 25, 5706 Hillesheim (© GeoBasis-DE/LVermGeoRP2014-11-05) im Maßstab 1:25.000
z Generalisierung

Die Wahl eines geeigneten Kartenmaßstabes gewährleistet, dass ge-

Alle Kartenwerke stellen eine Verkleinerung der Geländeoberfläche nügend Detailinformationen auf der Karte verfügbar sind.

dar. Die Verkleinerung aller Landschaftselemente durch die jewei-

Besonders geeignet als Kartengrundlage für die geologische
ligen Kartenmaßstäbe zwingt zur Vereinfachung (Generalisierung), Geländeaufnahme sind die Kartenwerke im Maßstab 1:25.000
wobei mit zunehmender Verkleinerung, also bei kleineren Maß- oder 1:20.000. Die Informationsdichte dieser Karten ermöglicht es
stäben, die Darstel ungsform einfacher und komprimierter wird problemlos, Kartenausschnitte auf den Maßstab 1:10.000 zu ver-

(. Abb. 5.7).

größern. Dieser Maßstab hat sich für viele Geländeaufnahmen als

Kartenobjekte sind

-

Standard etabliert. Er erlaubt ein einfaches Umrechnen von Entfer-
deutlich überdimensional dargestel t, damit sie auf der Karte
nungen in den Kartenmaßstab. Neuere Kartenwerke (etwa ab dem
erkennbar bleiben,

-

Jahr 2000) sind inzwischen meist mit einem UTM-Netz (siehe ▶ Ab-
vereinfacht, das heißt Details werden reduziert,

-
schn. 5.4) verfügbar und ermöglichen dadurch ein leichtes Zuordnen

Objekte werden weggelassen, um die Informationsdichte zu
von Koordinaten auf der Karte.

reduzieren.

206

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

. Abb. 5.7 Jede dieser Kartendarstellungen
zeigt an den Maßstab angepasste Details. Die

1:250.000

Karte im Maßstab 1:250.000 stellt nur sehr stark

2
vereinfachte – generalisierte – Informationen dar
und ist für Geologen daher kaum als Kartiervor-
lage brauchbar. Hingegen zeigen die Karten ab

3
dem Maßstab 1:25.000 und größer ausreichende

Details für die Orientierung im Gelände. (© Insti-
tut Cartográfic i Geológic de Catalunya)

4

1:50.000

5

6

7

8

1:25.000

9

10

11

1:10.000

12

13

14

15

1:5.000

16

17

18

19
z Beispiele der Generalisierung

Knicke und Krümmungen an Wegen und Straßen sind ab dem Maß-

Gebäude: Bei großen Maßstäben wird bei der grundrisstreuen Dar- stab 1:50.000 deutlich vereinfacht, bei engen Serpentinen können

20
stel ung (1:5000) jedes Gebäude einzeln und lagegerecht erfasst. Bei sogar einzelne Schleifen wegfallen. Außerdem werden nur noch
kleineren Maßstäben geht man zunächst zur grundrissähnlichen größere Feld- und Waldwege dargestel t.

Wiedergabe über, bei der einzelne wichtige Gebäude dargestel t

Fließende Gewässer: Bäche und Flüsse werden auf topographi-

21
werden. Schließlich erfolgt bei kleinen Maßstäben (< 1:25.000) die schen Kartenwerken von der Quelle bis zur Mündung dargestel t.

Teilblockdarstel ung der Gebäude, bei der die grobe Innengliederung Ähnlich wie bei den Verkehrswegen werden bei der Generalisierung

22
einer Siedlung erkennbar bleibt.

hin zu den kleineren Maßstäben die Verläufe vereinfacht und klei-

Verkehrswege: Die Generalisierung führt dazu, dass Ver- nere Fließgewässer verschwinden aus der Karte.

kehrswege verbreitert und dadurch Krümmungen unterdrückt

Geländeform und Relief: Die Geländeoberfläche wird mithilfe

23
werden. Die Straßenbreiten betragen bei der Darstel ung im Maß- von Höhenlinien (auch: Höhenkurven, Niveaulinien oder Isohyp-
stab 1:25.000 bereits etwa das 4-fache und im Maßstab 1:100.000 sen) dargestel t. Diese stellen die Schnittlinie horizontaler Ebenen
sogar das 15-fache der realen Breiten. Dies sol te bei der Orientie- verschiedener Höhen mit der Geländeoberfläche dar. Die Dichte
rung im Gelände anhand der Verkehrswege berücksichtigt werden. der Höhenlinien wird bei kleineren Maßstäben deutlich reduziert,

5

207

5.2 • Der Blattschnitt topographischer Karten

. Abb. 5.8 Der Blattschnitt der topographischen Kartenwerke in Deutsch-
land baut auf der Grundlage der TK 25 auf. Vier Kartenblätter der TK 25 bilden

6°

7°

Länge
ein Kartenblatt der TK 50, ebenso wie vier Kartenblätter der TK 50 ein Kar-

02

03

04

05

06

07

08

09
tenblatt der TK 100 und wiederum vier von diesen ein Kartenblatt der TK 200

48

C 5102

C 5106
bilden. Das Kartenblatt der TK 25 Bonn hat die Nummer 5208 – zusammen-

Mönchengladbach

Köln
gesetzt aus 52, aus den von Nord nach Süd aufsteigenden Zahlen, und 08

49
aus den von West nach Ost aufsteigenden Zahlen. Der Name wird nach dem

51°
bedeutendsten Ort auf dem Kartenblatt vergeben

50

51

C 5502

C 5506

52

Aachen

Bonn

5208

5209

Bonn

Siegburg

53

5308

5309

Bad Godesberg Königswinter

L 5302 Aachen

L 5304 Zülpich

L 5308 Bonn

54
e

55

6‘

Breit

L 5502 Monschau

L 5504 Schleiden

10‘

. Abb. 5.9 Die Begrenzung des Kartenaus-
schnittes der TK 25 ist auf 10’ Breite und 6’ Länge

Gauß-Krüger-Streifen
definiert. Links ist der entsprechende Gauß-Krü-
geographisch
ger-Streifen mit dem Kartenausschnitt gene-

Nord
ralisiert dargestellt (Zentralmeridian Breite 6°,
östlicher Randmeridian 4°30’, westlicher Rand-
meridian 7°30’). Daraus resultiert, dass die Karten-
ausschnitte nicht rechteckig sind, sondern eine

6‘

Meridiankonvergenz
nach Norden leicht zulaufende Trapezform zeigen

10‘

Äquator
ntralmeridianZe

Gauß-Krüger-Netz

Kartenrahmen
der Verlauf wird vereinfacht. Kleinere Reliefformen sind daher ab erstel t werden, übernehmen diese die Kennzeichnung der topog-
dem Maßstab 1:50.000 nicht mehr auf der Karte erkennbar. Daher raphischen Karten.

sol te als topographische Kartengrundlage für eine Geländeauf-

Die Begrenzung des jeweiligen Kartenausschnittes der TK 25 ist
nahme stets versucht werden, Maßstäbe von 1:25.000 oder größer auf 10’ Breite und 6’ Länge definiert. In . Abb. 5.9 ist der entspre-heranzuziehen.

chende Gauß-Krüger-Streifen (siehe ▶ Abschn. 5.4) mit dem Karten-
ausschnitt generalisiert dargestel t. Das Abgreifen von Koordinaten
auf dem Kartenausschnitt sol te aufgrund der leichten Trapezform

5.2

Der Blattschnitt topographischer Karten
des Kartenausschnittes immer mithilfe der Koordinatenkreuze und

-gitter im Kartenausschnitt erfolgen. Das Abtragen senkrecht zum

Der sogenannte Blattschnitt legt die Begrenzung der Karte fest Kartenrand führt generell zu Fehlern.

(. Abb. 5.8). Jedem Kartenblatt ist eine Kartennummer zugewie-
sen. Gemeinsam mit dem Kartennamen, der sich in der Regel
nach dem bedeutendsten Ort auf der Karte richtet, ermöglicht die

Kartennummer die eindeutige Identifizierung jedes Kartenblattes.

Der Kennzeichnungsmodus kann von Land zu Land unterschied-
lich sein, jedoch sind sie meist hierarchisch gegliedert und durch

Namen und eine Kennziffer eindeutig zuzuordnen. Da die geo-
logischen Karten auf der Grundlage der topographischen Karten

208

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

. Abb. 5.10 Vergleich unterschiedlicher
topographischer Karten (Ausschnitte TK 25

5407 Altenahr ( links), TK 25 5408 Bad Neuenahr

2

( rechts) © GeoBasis-DE/LVermGeoRP2014-11-05).

Links die ältere Ausgabe und rechts die neuere

Ausgabe. Sie unterscheiden sich deutlich in der

3

Darstellung der Bebauung, aber auch in der

Darstellung der Vegetation. Bei der neueren

Darstellung fällt auf, dass Böschungsinformati-

4
onen sowie die Darstellung von Felsklippen, die
für die Geländeaufnahme wichtig sind, fehlen.

Die Farbfelder der Vegetation sind nicht durch

5

Linien begrenzt.

6

7

8

9

10

Abbauwand

11

12

Fahrbahndamm

13

14

15

Strassenanschnitt

16

17

Haldenböschungen

18

. Abb. 5.11 Südlich des topographischen Punktes 220,0 ist die Straßenbö-

. Abb. 5.12 Böschungssignaturen im Bereich eines Aufschlusses, die Länge
schung mit der Signatur zur Straße hin zugewandt, d. h. es liegt ein Straße-
der „Zähne“ zeigt die Höhe, ihre Richtung ausgehend von der Grundlinie die

19
neinschnitt, ein potenzieller Aufschlussbereich, vor. Nördlich des topogra-

Richtung des Böschungsgefälles an. Die stillgelegte Grube zeigt den Abbau-
phischen Punktes ist die Böschungssignatur von der Straße abgewandt, es
bereich im Norden und angeschüttete Halden im Südwesten (Ausschnitt
handelt sich hierbei um eine künstliche Aufschüttung, ein Fahrbahndamm.

TK 25 5609 Mayen © GeoBasis-DE/LVermGeoRP2014-11-05)

20

Dieser Bereich ist für die geologische Aufnahme nicht von Bedeutung, da die

Gesteine dort nicht anstehen (Ausschnitt TK 25 5609 Mayen © GeoBasis-DE/

LVermGeoRP2014-11-05)

21

5.3

Topographische Informationen –

Kartengrundlage können folgende Informationen von Bedeutung

22
geologisch interpretiert
sein:

- Aufschlüsse: Felsklippen, Steinbrüche, Böschungen an Stra-
ßen- und Weganschnitten,

23

Topographische Informationen sind für die geologische Gelän- - Gelände- und Reliefformen,
deaufnahme von Bedeutung, da sie bereits wichtige Hinweise für - Quellaustritte,
die Geländebegehung liefern. Mit Blick auf die topographische - Orientierung des Gewässernetzes.

5

209

5.4 • Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

Höhenniveau Quellaustritte

. Abb. 5.13 Quellaustritte um das Höhenniveau um 300 m zeigen an, dass möglicherweise die Ober grenze einer wasserstauenden Schicht auf dieser Höhe verläuft (Ausschnitt TK 25 5510 Neuwied © GeoBasis-DE/LVermGeoRP2014-11-05)

Mit geübtem Auge lassen sich auf topographischen Karten rasch ner ersten groben Näherung durch eine Kugel dargestel t werden.

Punkte identifizieren, an denen im Gelände möglicherweise Auf- Tatsächlich ist aber die Darstel ung durch ein Ellipsoid treffender,
schlüsse vorliegen (. Abb. 5.10, 5.11 und 5.12). Diese Stellen eignen sich da der Radius zwischen Erdmittelpunkt und den Polen geringer als zu Beginn jeder Geländeaufnahme, um einen Überblick über die Ge- zwischen Mittelpunkt und Äquator ist.

steinsformationen zu erhalten. Insbesondere in Gebieten mit dichter

Hinzu kommt, dass die Erdoberfläche nicht der Oberfläche ei-

Vegetation hat dies eine besondere Bedeutung. Zudem können Quel - nes Idealellipsoids gleichkommt, sondern Unregelmäßigkeiten, De-
austritte ein Hinweis darauf sein, dass in der entsprechenden Höhe llen und Beulen bezogen auf das Ellipsoid zeigt. Die positiven und
die Obergrenze einer wasserstauenden Schicht verläuft (. Abb. 5.13). negativen Abweichungen vom Ellipsoid liegen in der Größenordnung von 100 m und werden durch die variierende Dichteverteilung
im Inneren der Erde verursacht. Diese ungleiche Dichteverteilung

5.4

Projektionen – Was die Erde
spiegelt sich in der Variation des Schwerefeldes der Erde wieder.

mit einer Apfelsine gemeinsam hat

Das sogenannte Geoid ist eine Bezugsfläche im Schwerefeld der

Erde, auf der das Potenzial der Erdschwere an jedem Punkt kon-
stant ist (Äquipotenzialfläche). Das Geoid ist somit eine gedachte

Die Abbildung der Erdoberfläche ist Aufgabe der Geodäsie und Kar- geometrische Form, auf deren Oberfläche überall die gleiche Mas-
tographie. Die Übertragung der Information der Erdoberfläche auf senanziehung gemessen wird. Die Wasseroberfläche der Weltmeere
die Ebene der Karten erfolgt durch:

-
zeigt näherungsweise diese Äquipotenzialfläche an, in kontinen-

Vereinfachung der Erdform durch Ellipsoide in Form soge-
talen Bereichen ist sie nicht unmittelbar auszumachen. Die durch
nannter Referenzellipsoide.

-
das Geoid beschriebene Referenzfläche dient als Grundlage zur

Positionierung der Ellipsoide (Lage) durch Koordinatenbe-

Höhenbestimmung.

zugssysteme.

-

Mithilfe von Ellipsoiden unterschiedlicher Geometrie und Posi-

Projektion der Ellipsoidoberfläche auf eine Ebene.

tionierung kann die Form des Geoids wahlweise weltweit oder lokal
genähert werden (. Abb. 5.14). Die daraus abgeleiteten Koordina-

Geowissenschaftler sind auf Karten verschiedener Projektionen und tensysteme können unterschiedliche Ursprünge haben.

Koordinatenbezugssysteme angewiesen. Der Erdkörper kann in ei-

210

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1
gute Anpassung an den gesamten Körper

2

3
a

4

+

+

5
unterschiedlicher Ursprung
b

6
a > b

7
gute lokale Anpassung
a
b

8

. Abb. 5.14 Die Form einer Apfelsine (a) oder der Erde kann durch ein Ellipsoid beschrieben werden (b). Manche Ellipsoide stellen eine gute Näherung der 9

Erdform insgesamt dar (z. B. WGS 84) andere hingegen stellen regional oder lokal optimale Anpassungen dar. Die gezeigten Ellipsoide besitzen unterschiedliche Formen und die abgeleiteten Koordinatenbezugssysteme haben unterschiedliche Ursprünge

10

+EH

+OH

11

+GH

Geoid

Erdoberfläche

12

Ellipsoid

-EH

-OH

13

-GH

14

15

. Abb. 5.15 Bezug zwischen Geoid, Ellipsoid und Erdoberfläche. Die Erdform kann geometrisch durch ein Ellipsoid genähert werden. Das Geoid beschreibt die Äquipotenzialfläche des Schwerefeldes (entspricht auf den Ozeanen der mittleren Meereshöhe). Das Relief der Erdoberfläche weicht als „lokale Rauigkeit“
ab. EH = ellipsoidische Höhe, GH = Geoidhöhe und OH = orthometrische Höhe (mittlere Meereshöhe) lassen sich daraus ableiten

16

Wichtige Referenzellipsoide sind:

z Kartenbezugssysteme (KBS), geodätisches

17

- World Geodetic System 1984 (WGS 84),

-

Kartendatum und Projektionen

WGS 72,

-

Kartenbezugsysteme sind Koordinatensysteme, die ihren Ursprung

WGS 60,
immer bezogen auf ein bestimmtes Referenzellipsoid festgelegt

18

- Bessel 1841,

-
haben. Lage und Position des Koordinatensystems werden als geo-

International und Fischer 1968.

dätisches Kartendatum ( map datum) bezeichnet. Bei Verwendung

19
eines anderen Referenzellipsoids ändert sich auch das Kartendatum.

Die Abstände zwischen Geoid, Ellipsoid und der Erdoberfläche kön- Meist wird in jedem Land ein spezifisches Kartendatum verwendet,
nen jeweils als Höhe angegeben werden (. Abb. 5.15):

das die optimale Abbildung der Erdoberfläche in diesem Bereich

20

Geoidhöhe: Abstand zwischen Geoid und geodätischem El- ermöglicht. Erst nach Einführung des WGS 84 als globales Kartenbe-
lipsoid. Vom Ellipsoid nach innen: negativ, vom Ellipsoid nach au- zugsystem ist eine weltweit einheitliche Positionsbestimmung über
ßen: positiv.

GPS-Systeme möglich geworden.

21

Ellipsoidische Höhe: Abstand eines Punktes an der Erdoberflä-

Die Übertragung der Ellipsoidoberfläche auf eine Ebene erfolgt
che zum Bezugsellipsoid. Vom Ellipsoid nach innen: negativ, vom über Projektionen, dabei wird versucht, die dabei auftretenden Ver-

22

Ellipsoid nach außen: positiv.

zerrungen der Oberflächenabbildung zu minimieren.

Orthometrische Höhe: Abstand eines Punktes an der Erdober-

Die einfachste Projektion ist die Parallelprojektion auf eine
fläche zum Geoid (mittlere Meereshöhe). Vom Geoid nach innen: Ebene (. Abb. 5.16). Die Projektionsfläche ist eine Ebene, die das 23
negativ, vom Geoid nach außen: positiv.

Objekt, beispielsweise eine Kugel, tangential berührt. Punkte auf der

Kugeloberfläche werden senkrecht zur Projektionsfläche auf diese
projiziert. Wo die Projektionsfläche die Kugeloberfläche berührt, ist
die Verzerrung gering, mit zunehmendem Abstand nimmt diese zu.

5

211

5.4 • Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

. Abb. 5.16 Parallelprojektion einer Kugelober-
fläche auf eine ebene Projektionsebene. Leicht
erkennbar ist, dass Abstände zwischen Punkten,
die auf der Kugeloberfläche äquidistant sind (z. B.

3330 km auf der Erdoberfläche), auf der Projekti-
onsebene verzerrt dargestellt werden. Bereiche,
an denen die Projektionsebene das Objekt tan-
gential berührt, werden verzerrungsarm darge-
stellt. Mit zunehmender Entfernung von diesem

Berührungspunkt nimmt die Verzerrung zu

30 °

~ 3330 km

30 °

~ 3330 km

30 °

~ 3330 km

Projektionsebene

~ 3100 km ~ 2350 km

~ 650 km

. Abb. 5.17 Bei einer Zylinderprojektion
berührt die Projektionsebene die Kugel entlang
einer Kreislinie, beispielsweise entlang des

Greenwich-

Äquators

Meridian

60°
nördliche Breiten

30°

Äquator

0°
zunehmende

Verzerrung

30°
südliche Breiten

60°

180°

120°

60°

0°

60°

120°

180°
westliche Längen
östliche Längen

Diese Projektion ist insbesondere zur Darstel ung der Polargebiete Beide Systeme verwenden dabei eine transversale Zylinderprojek-
geeignet.

tion (. Abb. 5.19, 5.20 und 5.21): Der jeweilige Zylinder verläuft nicht

Bei einer Zylinderprojektion (. Abb. 5.17) berührt die Projekti- entlang des Äquators, sondern entlang eines Längenkreises. Dazu onsfläche die Kugel nicht mehr nur an einem Punkt, sondern entlang wird die Erdoberfläche in schmale Streifen (bei GK 3°, bei UTM 6°
einer Kreislinie. Am Beispiel der Erde könnte dies der Äquator sein breit) zerlegt. Jeder Streifen liegt um einen sogenannten Haupt- oder

(das ist bei der klassischen Mercatorprojektion der Fall), in dessen Zentralmeridian, der gemeinsam mit der Ost-West-Richtung ein

Nähe wäre dann die Verzerrung der Projektion minimal. Bei zuneh- kartesisches Koordinatensystem mit der Einheit Meter aufspannt.

mendem Abstand vom Äquator verstärkt sich die Verzerrung der

Die Koordinate in Nord-Süd-Richtung (Hochwert) wird durch den

Karte. Eine Reduzierung der Verzerrung wird mit Durchdringungs- Abstand zum Äquator festgelegt. Dabei steigen die Werte des Hoch-
zylindern als Projektionsfläche erreicht (. Abb. 5.18). Der Zylinder wertes auf der Nordhemisphäre vom Äquator nach Norden an. Auf der schneidet das Kugelobjekt nun an zwei Kreislinien, die Verzerrung Südhemisphäre hingegen wird der Äquator zur Vermeidung von nega-bleibt dadurch über weite Bereiche niedrig.

tiven Hochwerten auf 10.000 km gesetzt und der Abstand zum Äquator

Während dem Gauß-Krüger-System (GK, das auch im Deut- davon abgezogen. Damit erhält man für einen Punkt, der 1 km nördlich
schen Hautdreiecksnetz, DHDN, verwendet wird) eine Zylinderpro- des Äquators liegt, den Hochwert 1000. Für einen zweiten Punkt 1 km
jektion zugrunde liegt, wird das UTM-System ( Universal Transverse südlich des Äquators erhält man hingegen den Hochwert 9.999.000.

Mercator) von einer Durchdringungszylinderprojektion abgeleitet. Diese Umrechnung wird als „false northing“ bezeichnet. Die Koordi-

212

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

. Abb. 5.18 Bei der Projektion auf einen

Durchdringungszylinder schneidet der Zylinder

Greenwich
die Kugel an zwei Kreislinien. Der Streifen mit

Meridian

2
geringer Verzerrung ist breiter als im Fall der

60° zunehmende
einfachen Zylinderprojektion

Verzerrung

3

30°
breiter Bereich

Äquator

0°

4
mit relativ niedriger

Verzerrung

30°

5

60° zunehmende

Verzerrung

6

180°

120°

60°

0°

60°

120°

180°

7

8

9

10

11

12

3°

13

14

15
a
b

16

. Abb. 5.19a,b Transversale Zylinderprojektion. a Gauß-Krüger-Streifen ( gelb) eines Hauptmeridians ( rot), Streifenbreite = 3 Längengrade, b Vergleich mit einer Apfelsine

17

18

19

20

3°

21

6°

22

. Abb. 5.20 Transversale Zylinderprojektion. Eine UTM-Zone ( gelb) ist 6 Län-
gengrade breit. Der Durch dringungszylinder bildet zwei Schnittkreise, die

23
am Äquator einen Abstand von 3 Längengraden haben und konstant 360 km
voneinander entfernt sind

5

213

5.4 • Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

GK-Koordinaten:

Rechtswert:

[GK-Streifen] 500.000 +/- d ZM [m]

3 586 000
d ZM

Hochwert:

ntralmeridian
d Äq [m]

Ze
d Äq

5460 000

Äquator

GK-Streifen

0

1

2

3
d ZM = 86 km
d Äq = 5460 km

Länge Ost

0°

3°

6°

0°

9ŮTM-Koordinaten:

E-Koordinate:

84° Nord

[UTM-Zone] 500.000 +/- d ZM [m]

32 586 000

N-Koordinate:

d ZM
d Äq [m]

ntralmeridian

5460 000

Ze
d Äq

Äquator

UTM-Zone

31

32

80° Süd

. Abb. 5.21 Bei den transversalen Zylinderprojektionen (hier Gauß-Krüger-Projektion und UTM) wird die Erdoberfläche in schmale Streifen (GK 3°, UTM 6°
breit) zerlegt. Jeder Streifen liegt um einen sogenannten Haupt- oder Zentralmeridian, der gemeinsam mit der E-W-Richtung ein kartesisches Koordinatensystem mit der Einheit Meter aufspannt. Die Koordinate in N-S-Richtung (Hochwert) wird durch den Abstand zum Äquator festgelegt. Die Koordinate in E-W-Richtung (Rechtswert) gibt ausgehend vom Zentralmeridian (mit der Koordinate 500.000) den Abstand von diesem an. Bei Gauß-Krüger-Koordinaten gibt die erste Zahl des Rechtswertes die Kennziffer des Streifens an. Bei UTM-Netzen wird die Zone entsprechend angegeben
nate in Ost-West-Richtung (Rechtswert) gibt ausgehend vom Zentral-
meridian (per Definition mit der Koordinate 500.000) den Abstand

W
von diesem in Metern an, in dem der Abstand hinzuaddiert (östlich
des Zentralmeridians) oder abgezogen (westlich davon) wird.

V

30V

32V

Bei Gauß-Krüger-Koordinaten wird jedem Streifen eine Kenn-
ziffer zugeordnet (Nummer 0–119, ausgehend von Greenwich
nach Osten gezählt) und diese dem Rechtswert vorangestel t. Bei

U

UTM-Netzen werden die 6° breiten Streifen in Nord-Süd-Richtung
in 8° hohe Rechteckfelder untergliedert (

T

. Abb. 5.22). Damit ergeben
sich Zonen, die mit einem Paar aus einer Zahl und einem Buchsta-
ben benannt werden. Für die Polarregionen (nördlich 84° N und

S
südlich 80° S) wird im UTM-System stattdessen eine stereografische

Projektion (UPS) verwendet.

R
z Welches Koordinatensystem

26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38
ist für die Geländeaufnahme geeignet?

. Abb. 5.22 Übersicht der UTM-Zonen für Europa und Umgebung.

Drei wichtige Kategorien von Koordinatensystemen (Projektionen) Die 6° breiten UTM Zonen werden in N-S-Richtung in 8° hohe Rechteckfelder
kommen meist zum Einsatz:

-
untergliedert. Eine Ausnahme sind die Felder 31 V (schmaler) und 32 V (brei-
geographische Koordinaten – Länge und Breite (Einheit: Grad),

-
ter – umfasst zusätzlich den westlichen Teil von Norwegen)

UTM-Netze (Einheit: Meter),

- Lokale Koordinatensysteme (Beispiel: Gauß-Krüger, Einheit:

Meter).

214

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

1

. Tab. 5.3 Beispiele für Projektionen auf topographischen Karten

Land

Positionsformat

Kartenbezugssystem / Kartendatum

Kartensphäroid / Bezugsellipsoid

2

(Gebiet)

(position format)

(map datum):

(map spheroid)

Deutschland

UTM/UPS

WGS 84 (World Geodetic System 84

WGS 84

3

(Rheinland)

Zone 32
entspricht ETRS89

Deutschland

DHDN Gauß-Krüger

Potsdam

Bessel 1841

4

(Rheinland)

(2. Streifen)

(Rauenberg)

Frankreich

Lambert III (Sud)

NTF

Clarke 1880 IGN

5

(Nordpyrenäen)

standard

Frankreich

Lambert-93

RGF93

IAG GRS80

(Nordpyrenäen)

CC43 (zone 2)

6

Spanien

UTM/UPS

ED 50

International 1924;

(Catalunya)

Zone 31

(European Datum 1950)

Hayford 1909

7

Italien

UTM/UPS

ED 50

International 1924;

(Elba)

Zone 32

(European Datum 1950)

Hayford 1909

8

Italien

Gauss-Boaga

Roma 40

International 1924;

(Elba)

Zone 1 (W)

Monte Mario

Hayford 1909

9

Österreich

BMN

MGI

Bessel 1841

(Vorarlberg)

(österr. Bundesmeldenetz)

(Militärgeographisches Institut)

Hermannskogel bei Wien

10

. Tab. 5.4 Für Deutschland wichtige EPSG-Codes

11

Projektion

EPSG

KBS

Ellipsoid

N geographischer Nordpol
magnetischer

Südpol

12

Gauß-Krüger,

31466

Potsdam

Bessel 1841

DHDN-Zone 2

Deklination

13

Gauß-Krüger,

31467

Potsdam

Bessel 1841

DHDN-Zone 3

Meridian-
konvergenz

Gauß-Krüger,

31468

Potsdam

Bessel 1841

14

DHDN-Zone 4

Gauß-Krüger,

31469

Potsdam

Bessel 1841

15

DHDN-Zone 5

UTM-Zone 32N

25832

WGS84

WGS84/ETRS89

Äquator

16

UTM-Zone 33N

25833

WGS84

WGS84/ETRS89

17

UTM-Netze und viele lokale Koordinatensysteme sind kartesische

Koordinatensysteme, die auf Zylinderprojektionen beruhen. Diese

Koordinatensysteme haben rechtwinklig aufeinander stehende Ko-

18
ordinatenachsen und die Einheit der Koordinaten ist Meter [m]. Dies
erlaubt im Vergleich zu Gradnetzen deutlich einfachere Positions-

19
oder Abstandsbestimmungen auf den Karten (siehe auch . Abb. 5.2).

Daher sind kartesische Koordinatensysteme für die Orientierung
und den Abgleich mit Karten im Gelände besser geeignet. Koordi-

20
naten sind nur dann verwendbar, wenn die Angabe der gewählten

Projektion und des Koordinatenbezugsystems vorliegt.

magnetischer

Zur effektiven Nutzung von Kartenmaterial mit GPS-Unterstüt-
geographischer Südpol S

Nordpol

21
zung ist ein Grundverständnis der Koordinatensysteme und der zu-
grunde liegenden Projektionen hilfreich. Beispielsweise können die

22

Angaben in . Tab. 5.3 bei der Auswahl des Positionsformates eines

. Abb. 5.23 Der Zusammenhang zwischen magnetischem und geographi-

GPS-Gerätes für UTM eingegeben werden.

schem Nordpol wird durch die Deklination definiert. Die Meridiankonvergenz
ist die Abweichung der N-Richtung eines kartesischen Koordinatensystems

23

(GK, UTM) von der geographischen N-Richtung
z EPSG-Codes

Unter ESPG-Codes (European Petroleum Survey Group Geodesy)

versteht man eindeutige Schlüssel nummern geodätischer Daten-
sätze, die Kombinationen von Koordinatenreferenzsystemen, Refe-

5

215

5.5 • Geographische und magnetische Pole

. Abb. 5.24 Deklination der magnetischen Feldlinien 2010 (NOAA/NGDC & CIRES)

renzellipsoiden und Projektionen umfassen. Mithilfe dieser Codes

NK
können Koordinaten einstel ungen in GIS-Systemen rasch durchge-

NG
führt werden. Wichtige ESPG-Codes für den Bereich Deutschlands

NM
finden sich in . Tab. 5.4.

γ
δ
δ = 0° 57'

5.5

Geographische und magnetische Pole
γ = 0° 27'

Wird ein Kompass zur Orientierung mit topographischen Karten
eingesetzt, so ist die Unterscheidung von geographischen und ma-

N = Nordrichtung - geographisch

G
gnetischen Polen von Bedeutung. Der geographische Nordpol ist

N = Nordrichtung - magnetisch

M

N = Nordrichtung Koordinatennetz
der in der Nordhemisphäre gelegene Durchstoßpunkt der gedachten

K

Erdachse an der Erdoberfläche. Er liegt bei 90° 0’ 0’’ N 0° 0’ 0’’ E und
δ = magnetische Deklination (2011- jährlich abnehmend um 7,5‘)

ist somit der Schnittpunkt aller Längengrade. Der magnetische Pol
γ = Konvergenz

ist hingegen der Punkt an der Erdoberfläche, auf den alle Feldli-
nien zulaufen. Wegen der entsprechenden Definition magnetischer

. Abb. 5.25 Angaben zur Deklination auf einer topographischen Karte. Im

Pole in der Physik befindet sich der magnetische Südpol der Erde Beispiel ist die Abweichung zwischen magnetischer und geographischer
im Norden. Er lag 2010 im nördlichen Kanada. Die magnetischen Nord richtung etwa 1° 57’. Der Wert für die Deklination ist für 2011 angege-
ben, zusammen mit der Variation für die nächsten Jahre. Die Magnetnadel

Pole können aufgrund variabler Sonnenaktivität ihre Position täglich des Kompasses richtete sich demnach 2011 unter der Berücksichtigung der
um Dutzende Kilometer verändern. In den letzten 400 Jahren ist der Konvergenz etwa 1° westlich in Bezug zur N-S-Richtung des Koordinatennet-
magnetische Pol zunächst nach Süden gewandert, um sich dann seit zes aus. Die Konvergenz liegt bei etwa 0,5° 27’, damit weicht die N-S-Richtung etwa 1900 wieder nach Norden zu verschieben.

des Koordinatennetzes insgesamt etwa 1,5° von der N-S-Ausrichtung der

Kompassnadel ab
z Deklination

Die Abweichung der variablen magnetischen Nordrichtung zeitabhängige Angaben können im Internet über einen declination
vom festgelegten geographischen Norden ist die Deklination calculator durch Eingabe von Koordinaten für die kommenden Jahre

(. Abb. 5.23, 5.24 und 5.25). Sie liegt für Mitteleuropa derzeit (2010) im Voraus berechnet werden.

im Mittel bei 1–2° E, das heißt, der magnetische Pol liegt um die-

Die Deklination ist bei der Orientierung im Gelände mithilfe
sen Winkel östlich des geographischen Nordens. Genaue orts- und topographischer Karten und bei Auswertung der mit dem geologi-

216

Kapitel 5 • Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

. Abb. 5.26 Der Standort kann bestimmt

1
werden, indem zwei markante Punkte mit dem

Kompass angepeilt werden. Auf der Karte wird

2
durch die Punkte jeweils eine Gerade mit der er-
mittelten Richtung eingezeichnet, der Standort
befindet sich am Schnittpunkt der Geraden

3

4

5

6

7

1203 m

1165 m

8

9

Nadel fixieren

10

-

11
schen Kompass bestimmten Raumorientierungen von Flächen und
die Ausrichtung von Satellitenschüsseln (auf der Nordhemi-

Linearen zu berücksichtigen. Diese auch als Missweisung bezeich-
sphäre meist nach Süden: 176°),
nete Abweichung kann nicht selten Werte bis zu 15°, in bestimmten - Ausrichtung von Kartenobjekten, wie zum Beispiel Wege oder

12

Regionen sogar über 25° erreichen (. Abb. 5.24).

Straßen.

Die Karte kann nun mit dem Nordpfeil in Nordrichtung ausgerichtet

13

5.6

Positionsbestimmung mithilfe
werden. Dies erleichtert das Erkennen von Landschaftsmerkmalen
der topographischen Karte
auf der Karte. Hierbei sind stets Deklination und Konvergenz zu

14
beachten.

Die Orientierung im Gelände mithilfe einer topographischen Kar- z Bestimmung der eigenen Position

15
tengrundlage ist eine Sache der Übung und sol te auch ohne Hilfs- Schließlich folgt die Bestimmung des Standpunktes, was bereits beim
mittel wie GPS oder Kompass gelingen. Die folgenden Schritte er- Ausgangspunkt jeder Geländebegehung durchgeführt werden sol te.

16
möglichen die sichere kartengestützte Orientierung im Gelände.

Damit wird zweifelsfrei festgelegt, von welchem Punkt aus der Weg
ins Gelände beginnt. Während des Geländeaufenthaltes wird die
z Kartenmaßstab überprüfen

Position regelmäßig durch Vergleich mit den örtlichen Gegeben-

17

Zunächst wird der Maßstab der Karte abgelesen. Um einen Eindruck heiten (Geländeformen, Wegenetz, Gewässer, markante Bauwerke)

über gängige Entfernungen zu bekommen, ist die folgende Formel aktualisiert.

hilfreich:

Im Gelände sol te der eigene Standort ständig bekannt sein. Ist

18
man sich über den eigenen Standort nicht mehr sicher, zum Beispiel

1

Abstand

Maßstab D

D

Karte
weil keines der Landschaftsmerkmale auf der Karte wiederzufinden

19

Maßstabszahl

AbstandRealität
ist, sol te die eigene Position rasch neu bestimmt werden.

Daraus folgt:

z Bestimmen der genauen Position mit Kompass

20

Kartenmaßstab 1:10.000: 100 m ≙ 1 cm, 1 km ≙ 10 cm

Die klassische Methode zur Positionsbestimmung mit einem Kom-

Kartenmaßstab 1:25.000: 100 m ≙ 0,25 cm, 1 km ≙ 4 cm
pass ist die Schnittpunktbestimmung über zwei oder mehr Peilrich-

Abstände auf der Karte sol te man sicher zu entsprechenden Ent- tungen auf der Karte (

21

. Abb. 5.26). Markante Objekte im Gelände
fernungen im Gelände umwandeln können.

können Gebäude (z. B. Kirchtürme), Wegkreuzungen oder auch

Berggipfel sein. Sie sol ten auf der mitgeführten topographischen

22
z Nordrichtung festlegen

Karte eindeutig zu identifizieren sein (vgl. . Abb. 5.1). Wir peilen

Die Nordorientierung, nach der die Karte ausgerichtet ist, wird nun diese Objekte mit dem Kompass an und zeichnen die resultierende
im Gelände bestimmt. Natürlich ist dies am einfachsten mit dem Richtung als Gerade durch das Objekt auf der Karte ein. Idealerweise

23

Kompass oder entsprechend ausgerüsteten GPS-Geräten möglich. sol ten die Peilrichtungen der Objekte etwa im rechten Winkel zuei-

Weitere Möglichkeiten sind (vgl. . Abb. 5.1):

-
nanderstehen. Die Peilrichtungen schneiden sich auf der Karte am
der Stand der Sonne zu bestimmten Tageszeiten (beachte
eigenen Standort. Wird eine dritte Peilung durchgeführt, so sol te

Nord-/Südhemisphäre),
der Schnittpunkt bestätigt werden.

5

217

5.7 • Standortbestimmung mit GPS

2598358

5594573

GPS

2598358

5594573

2598358

5594573

GPS

GPS

. Abb. 5.27 Am Fuß von Felswänden und in Wäldern ist der Empfang beeinträchtigt und die Genauigkeit der Positionsbestimmung deutlich schlechter 5.7

Standortbestimmung mit GPS

Hat man sich entschieden, GPS-Empfänger einzusetzen, ist zu-
nächst das Koordinatensystem des Geräts mit dem der Karte abzuglei-

Natürlich stehen heute bei der Standortbestimmung an erster Stelle chen. Grundsätzlich sol te man sich früh vergewissern, welches Koor-
die GPS-Systeme. Entsprechende Empfänger sind neben den Hand- dinatensystem für die Geländeaufnahme geeignet ist und durch das
geräten in Navigationssystemen und Mobiltelefonen inzwischen weit Kartenmaterial abgebildet wird. Einfach ins Feldbuch notierte Koor-
verbreitet. Die Positionsbestimmung erfolgt über die Berechnung von dinatenpaare ohne Kenntnis des zugrunde liegenden Koordinatensys-

Raumkoordinaten (x, y, z) aus der Position einer Serie von Satelliten. tems sind wertlos. Insbesondere bei Nutzung von GPS-Empfängern in

Die Genauigkeit der Positionskoordinaten in der Horizontalen ist Smartphones ist eine sorgfältige Überprüfung der Einstel ungen ratsam.

genauer als in der Vertikalen und liegt bei guten Empfangsbedingun-

Zu achten ist auf Projektionskategorie und Projektionsdatum/
gen zwischen 5 und 10 m. Dabei ist die von den Geräten angegebene KBS (vgl. . Tab. 5.3), zum Beispiel:

Genauigkeit die absolute Genauigkeit in Bezug zur Position auf der - UTM 31 N, WGS 84.

Erdoberfläche im gewählten Koordinatensystem. Bewegt man sich - UTM 31 N, ED 50.

von einem Messpunkt zum Beispiel 2 m in eine bestimmte Richtung
und misst dort erneut, so wird der sich aus den gemessenen Koordi- Beides sind Universal-Transversal-Mercator-Projektionen des
naten ergebende Abstand auch etwa 2 m betragen. Es ist daher tat- 31. Streifens der nördlichen Hemisphäre (Projektionskategorie).

sächlich sinnvol , wenige Meter voneinander gelegene Punkte entlang Die Erste hat das WGS 84 (Ellipsoid WGS 84) und die Zweite das
eines Profils oder Steinbruchs zu bestimmen. Bei partiell abgedecktem European Datum 1950 (Ellipsoid International 1924) als Kartenbe-

Himmel, etwa am Fuß von Felswänden oder in dichtem Wald, ist der zugssystem (Kartendatum). Bei identischen Koordinaten zeigen die

Empfang beeinträchtigt und die Genauigkeit der Positionsbestim- beiden Systeme eine Abweichung von 100 m in Ost-West-Richtung
mung dadurch deutlich schlechter (. Abb. 5.27).

und 170 m in Nord-Süd-Richtung. Die Angabe UTM 31 N beispiels-
weise genügt also nicht zur eindeutigen Positionsbestimmung.

6

219

Geologisch kartieren –
von der Geländebeobachtung
zur geologischen Karte

Mario Valdivia Manchego

6.1

Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste – 223

6.2

Gesteinsansprache und Aufschlusssituation – 226

6.3

Auf der Suche nach geologischen Grenzen – 231

6.4

Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen
bei wenig Aufschlüssen – 235

6.5

Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung – 241

6.5.1

Sedimentäre Abfolgen – 241

6.5.2

Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche – 266

6.5.3

Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche – 279

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_6, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

220

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

-

1

Bei einer geologischen Kartierung werden die Gesteinsvorkommen

Datenbestand (Position, Zahl, Dichte und Art der Aufschluss-
lithologisch beschrieben, strati graphisch sowie genetisch interpre-
punkte),
tiert und die Beobachtungen im Detail auf der Kartengrundlage - Zusatzinformationen (z. B. Bohrungen, Seismik),

2
eingetragen. Der Kartierende möchte mithilfe der an der Oberflä- - geologische Interpretation zum Zeitpunkt der Geländeauf-
che angeschnittenen Strukturen die im Untergrund verborgenen
nahme (stratigraphische Zuordnungen können sich z. B. über

3

Gesteinskörper – deren Grenzen und Entstehung – verstehen. Das

Jahrzehnte ändern).

Ziel einer geologischen Kartierung besteht darin, die geologischen

Strukturen an der Oberfläche kartographisch und in der Tiefe räum- z Modellvorstellungen steuern den Kartierablauf

4
lich abzubilden, ihre Entstehung (Genese) abzuleiten und diese zu Ausgehend von den ersten Beobachtungen stellen wir bereits früh eine
erläutern.

Arbeitshypothese zur geologischen Gesamtstruktur auf. Diese Hypo-

Grundlegende Schritte geologischer Kartierungen:

these oder Model vorstel ung führt zu ersten Annahmen über das Auf-

5

- Vorkommende Gesteinsarten (Lithologie) bestimmen.

-
treten von Gesteinskörpern an der Geländeoberfläche. Durch weiteres

Genetisch zusammenhängende Lithologien zu kartierbaren

Kartieren können diese Hypothesen gestützt oder widerlegt werden.

6

Kartiereinheiten zusammenführen.

-

Der Kartiervorgang ist dann besonders effizient, wenn im Gelände ge-

Lage der Gesteinsvorkommen und Verlauf sowie Art ihrer
zielt nach geeigneten Informationen gesucht wird. Neue Zusatzinfor-

Grenzen festlegen mithilfe von:

mationen werden integriert – das Modell wird optimiert. Dieser Opti-

7

- Aufschlüssen,

-
mierungsvorgang wird iterativ solange wiederholt (. Abb. 6.1), bis ein

Relief- und Landschaftsformen,

-
zufriedenstellendes Modell erarbeitet wurde oder aufgrund der Auf-

Bodenbeschaffenheit und -farbe,
schlusssituation oder aus zeitlichen Gründen keine neuen Erkennt-

8

- Quelaustritten und Bodenfeuchte,

-
nisse zu erwarten sind. Wichtigstes Ziel ist, dass alle Beobachtungen

Vegetation.

sich gut durch das geologische Model erklären lassen und schließlich

9

- Bestimmung der Lagerungsverhältnisse (beeinflusst durch als geologische Karte und Profilschnitte dargestelt werden können.

tektonische Deformation, Erosion und Sedimentation).

-

Begleiten wir als Beispiel einen Geologen zu einer Kartierung.

Stratigraphische Zuordnung der Kartiereinheiten.

Zu Beginn der Geländeaufnahme findet er im bisher unbekannten

10

- Genetische Zusammenhänge beschreiben (sedimentologisch, Gelände einen Aufschluss mit Sandsteinen, die relativ steil nach Sü-
metamorph, magmatisch).

-
den einfallen (. Abb. 6.2).

11

Genetische Gesamtinterpretation der zeitlichen und räumli-

Folgende Rückschlüsse macht er:

chen Bildungsgeschichte im regionalen Kontext.

- es handelt sich um Sedimente,

- sie stehen relativ steil, sind also tektonisch deformiert,

12
z Geologische Interpretationen ergänzen lückenhafte

- die Deformation fand nach der Verfestigung der Sedimente statt.

Geländeinformationen

Die Informationen, die zur Erstel ung einer geologischen Karte Das einfachste Modell zu diesem Zeitpunkt wäre eine mächtige

13

(. Abb. 6.5) zur Verfügung stehen, sind eigentlich immer lückenhaft. Sandsteinabfolge, die konstant nach Süden einfäl t. Dies ist seine Beispielsweise aufgrund von Bewuchs, Bodenbildung, Gletscherbe- erste Model hypothese.

14
deckung oder Bebauung sind die Gesteine über weite Bereiche nicht

Nur wenige Hundert Meter weiter bemerkt er, dass der Boden
direkt an der Erdoberfläche zugänglich – sie sind nicht aufgeschlos- sich ändert. Kleine dunkle Tonbruchstücke bedecken den Boden.

sen. Ausnahmen sind Gebiete ohne Vegetation und Bodenbildung.

Der Kartierer hat die Grenze vom Sand- zum Tonstein überschritten

15

Daher wird leider alleine über die Darstel ung aller Aufschluss- und trägt diese natürlich in seine Karte ein. Zugleich passt er sein
punkte noch keine geologische Karte entstehen. Die flächenfüllende Gedankenmodell an – über dem Sandstein folgt eine Abfolge von

16

Darstel ung der geologischen Einheiten ist nur dann möglich, wenn Tonsteinen (. Abb. 6.3).

die Lücken zwischen lokalen Einzelbeobachtungen mithilfe von Zu-

Die Tonsteine liegen auf dem Sandstein, dennoch kommen dem
satzinformationen geschlossen werden. Diese sind im Gelände zu Kartierer Zweifel. Er fragt sich, ob die Schichten „normal“ (jün-

17
erarbeiten. Die Aufschlusskarte zeigt die Bereiche und Punkte auf gere Schicht liegt auf älterer) oder „überkippt“ (ältere Schicht liegt
der Karte an, an denen die Gesteine an der Oberfläche freiliegen auf jüngerer) vorliegen. Er überprüft die Schichten und findet im

(. Abb. 4.6 in ▶ Abschn. 4.1).

Sandstein Schrägschichtungsstrukturen, die durch fluviale Dünen

18

Die Geländebeobachtungen geben den Kartierungsablauf vor. entstehen. Sie stehen hier aber „auf dem Kopf“ und zeigen eindeu-

Er wird gesteuert durch:

-
tig, dass die Schichtlagerung überkippt ist. Dies ist für die genetische

19

Prognosen zu Aufbau und Geometrie der geologischen Struk-

Interpretation sehr wichtig und führt zur zweiten Model hypothese.

turen im Untergrund und durch

-

Er wundert sich nur, dass der südliche Hügel demnach aus Ton-
genetische Zusammenhänge der Kartiereinheiten in geologi-
stein, einem weichen Gestein, bestehen sol . Da es eher unwahr-

20
schen Zeiträumen.

scheinlich ist, dass diese Gesteinsart Härtlinge im Relief ausbildet,
möchte er dies überprüfen.

Dies ist ein wesentlicher Unterschied zu weiteren Arten von Kar-

Am südlichen Hügel bemerkt er tatsächlich einen erneuten

21
tierungen (wie zum Beispiel Vegetationskartierungen), die im We- Übergang zum Sandstein. Ganz erstaunt stel t er fest, dass die
sentlichen Oberflächeninformationen erfassen und darstellen. Bei Schichten hier entgegengesetzt – nach Norden – einfallen. Die neue

22
geologischen Geländeaufnahmen sind die Beobachtungen stets Information passt nicht in sein bisheriges Model , es wird erneut op-
raumzeitlich (4D) zu verstehen.

timiert. Am Ende des ersten Tages kommt er zum Camp zurück und

Alle Informationen, die im Rahmen einer geologischen Kartie- erzählt seinen Kollegen (. Abb. 6.4), dass eine Ost-West-streichende 23
rung aufgenommen werden, finden sich im Kartierbericht oder in Synform (▶ Abschn. 7.3) aus Sandsteinen vorliegt, mit Tonsteinen den geologischen Kartenerläuterungen wieder:

-
im Faltenkern. Die gesamte Schichtenfolge ist überkippt, daher hat
ausführliche Schicht- und Aufschlussbeschreibungen,

-
sich der Sandstein auf den Tonsteinen abgelagert. Dies ist seine dritte

Forschungsstand,

Model hypothese.

6

221

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

. Abb. 6.1 Optimierungsablauf geologischer

Hypothesen während einer Kartierung. Die Über-

Ablauf der geologischen Kartierung
prüfung von Prognosen durch Geländebeobach-
tungen führt in mehreren Schritten (iterativ) zur

Erste Beobachtung

Optimierung des Modells
am Gestein

1. Hypothese zur
geologischen Struktur

(Raummodell)

Prognose
optimierte
zum Vorkommen der Gesteine

Hypothese
an der Geländeoberfläche
zur Raumstruktur

Check

Gelände

Optimierung

Check

Zusatzinformation

Literatur
erheben

Check

Plausibilität
geologisches Raummodell:

- geologische Karte

- Profilschnitte

- Schichtlagerung

. Abb. 6.2 Zu Beginn einer Geländeaufnahme
trifft ein Kartierer auf relativ steil nach S einfallen-
de Sandsteine. Nach seiner ersten Modellhypo-

N

S
these handelt es sich um eine mächtige Abfolge
von Sandsteinen, die konstant nach S einfällt

1. Beobachtung und 1. Hypothese

222

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

. Abb. 6.3 Etwas weiter trifft der Kartierer
auf Tonsteine. Bei der Suche nach Hinweisen

N

S
darauf, ob die Schichten normal oder überkippt

2

2. Modellhypothese:

vorliegen, findet er im Sandstein „auf dem Kopf“
stehende Schräg schichtungsstrukturen. Entspre-
chend passt er seine Modellhypothese an

3

Grenze

4

5

6

7

. Abb. 6.4 Am benachbarten Hügel trifft der

8

Kartierer wieder auf Sandsteine, die aber in die

N

S
entgegen gesetzte Richtung einfallen. Offen-
sichtlich handelt es sich um eine Synform mit

3. Modellhypothese:

9

Tonsteinen im Falten kern, wobei die gesamte

Struktur überkippt ist

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

. Abb. 6.5 a Mit dem Ziel, geologische Bezüge zu benachbarten Gebieten zu erkennen und zu diskutieren, tragen verschiedene Kartierteams ihre Tageser-gebnisse in eine Übersichtkarte ein. Mit Buntstiften und Radiergummi werden Ergebnisse eingetragen und korrigiert, die Ergebnisse der Teilgebiete fügt sich allmählich zu einem Ergebnis zusammen. Der Tagesablauf des nächsten Kartiertages kann dadurch effektiver geplant werden. b Ergebnis der geologischen Kartierung in Lodève, Südfrankreich 2008

6

223

6.1 • Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

Nachdem wir nun die prinzipielle Vorgehensweise im Gelände
betrachtet haben, können wir fast selbst ins Gelände gehen. Zuvor
sol te noch die Geländeausrüstung vorbereitet werden. Der Aufent-
halt im Arbeitsgebiet ist in Ruhe zu planen, denn keiner der benö-
tigten Ausrüstungsgegenstände sol te vor Ort fehlen.

6.1

Die richtige Geländeausrüstung:

Checkliste

Meist stel t sich vor einem Geländeaufenthalt die Frage, welche Aus-
rüstung notwendig oder nützlich ist. Eine Checkliste ist beim Packen
hilfreich.

Persönliche Ausrüstung

Geeignete wetterfeste Kleidung



Festes Schuhwerk



Rucksack



Erste-Hilfe-Set, Medikamente



Uhr, Mobiltelefon



Verpflegung



Geologische Standardausrüstung zur Aufschlussaufnahme

. Abb. 6.6 Geologenhämmer von links nach rechts: alter Pickhammer mit
und Dokumentation
langem Holzstiel, Pickhammer in einem Stück geschmiedet, Spalthammer

Hammer


mit aufgesetztem Kopf, Pickhammer mit etwas längerem Stiel, Schürfham-

Lupe


mer. Ganz rechts: kein Geologenhammer, da viel zu klein …

Geologenkompass (zusätzlich Anlegeblech)



Feldbuch, Bleistifte



Zugleich dient er dazu, den Ritztest auf Quarz durchzuführen, da

DIN A4 Kartenmappe


der Stahl in etwa die Härte 6 der Mohs-Härteskala (▶ Abschn. 1.3)

Fotoapparat


aufweist. Dabei wird das Gestein über den Hammerkopf gezogen,

Zollstock oder Maßband


entsteht ein deutlicher Kratzer, so ist meist der Quarzanteil im

Salzsäure (HCl 10 %)



Handstück dafür verantwortlich. Natürlich ist er auch ein beliebter

Orientierung

Maßstab für Aufschlussbilder. Es gibt unterschiedliche Größen im

Kartengrundlage



Handel, generell sind die Hämmer mit einem Gewicht um 1 kg und

GPS-Gerät und Batterien


einer Stiel änge um 30 cm zu empfehlen. Es gibt Hämmer, die aus

Kompass


einem Stück geschmiedet wurden, und solche, deren Schlagkopf und

Fernglas



Stiel aus zwei Teilen zusammengesetzt sind.

Probennahme

Die Hämmer, die aus einem Stück geschmiedet wurden, sind

Probentüten


langlebiger, da der Stiel sich nicht vom Kopf lösen kann, sie sind

Probenbehälter


meist aus hochwertigerem Stahl gearbeitet. Der Schlagkopf hat eine

Edding® (wasserfest)


breite Seite, mit der man auf das Gestein einschlägt, um es zu spal-

Sondierungen in Böden und Lockersedimenten (1–2 m Tiefe)

ten. Die andere Seite kann spitz zulaufen (Pickhammer) und flach

Bohrstock nach Pürckhauer


auslaufen (Spalt- oder Schürfhammer). Mit der Pickhammerspitze

Vorschlaghammer mit Kunststoffkopf


können kleinere Bruchstücke aus dem Gestein herausgeschlagen

Bohrprotokollbögen


werden. Zugleich kann die Spitze im Gelände sehr hilfreich sein,

Sonderbedarf
wenn man sie in den Boden schlägt, um beispielsweise steile Hänge

Sedimentologische Profilaufnahmebögen


hinaufzukommen. Wie der Name schon sagt, dient der Spaltham-

Schmidtsches Netz


mer dazu, Gesteine nach der Schieferung oder Schichtung aufzu-

Buntstifte


spalten. Er wird häufig in Fossil agerstätten verwendet, um das Ge-

Transparentpapier


stein auf der Suche nach Fossilien schichtparallel aufzuspalten. Beim

Elektronisches Datenauslesen

Schürfhammer ist das flache Ende des Hammerkopfes im Vergleich

Notebook


zum Spalthammer etwas breiter und nicht so spitz zulaufend. Er

Ladegeräte


dient dazu, im Lockergestein und Bodenhorizonten kleine Schürfe

Datenkabel


anzulegen.

Die Lupe (8× bis 12×) ist fast noch wichtiger als der Hammer.

Erst die sichere optische Bestimmung der Minerale, des Fossilinhal-
z Geologische Standardausrüstung
tes und des Gesteinsgefüges im Detail lässt eine präzise Gesteinsbe-

Zur Bestimmung, Aufnahme und Dokumentation der Gesteinsforma- stimmung zu.

tionen im Gelände benötigen wir folgende Ausrüstungsgegenstände:

Die Lupe (. Abb. 6.7) wird dabei etwa 2–3 cm nah vor das Auge

Der Hammer – ein Klassiker: Für eine sichere Gesteinsbestim- und das zu bestimmende Gestein mit einem ähnlichen Abstand vor
mung brauchen wir frische Bruch flächen, die wir durch Aufschlagen die Lupe gehalten. Das sichtbare Feld liegt dabei in etwa zwischen
oder Spalten der Gesteine mit dem Hammer (. Abb. 6.6) erhalten. der Größe einer 1-Cent und einer 20-Cent-Münze. Es ist ratsam,

224

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

. Abb. 6.7 Lupe. Als Maßstab eignet sich bei
der Betrachtung mit der Lupe eine 5-Cent-Mün-
ze, die parallelen Linien haben einen Abstand

2
von jeweils 1 mm

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

. Abb. 6.8 a Feldbücher mit Skizzen und Notizen zum Aufschluss (b), c Die

Tagesnotizen und Daten im Feldbuch werden aufgearbeitet

23

6

225

6.1 • Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

. Abb. 6.9 Mit einem Geologenkompass (a) oder einem Marschkompass
mit Neigungsmesser (b) können Schichten und Strukturen eingemessen
werden. c Das Anlegeblech aus Aluminium, hilft den Kompass auch bei
schwierigen Flächen korrekt anzulegen. Das Klemmbrett ist eine geeignete

Kartenunterlage
auf gute Lichtverhältnisse zu achten. Durch langsames Bewegen der besondere werden sie bei der sedimentologischen Profilaufnahme

Gesteinsprobe können wir die geringe Tiefenschärfe ausgleichen und benötigt, um die Mächtigkeit der Schichtglieder zu bestimmen
erhalten so einen räumlichen Eindruck des Gefüges im Millimeter- (▶ Abschn. 7.5).

bereich.

Ein festes DIN A4 Klemmbrett ist als Kartenunterlage und bei-

Ein guter Maßstab beim Blick durch die Lupe ist eine 5-Cent- spielsweise bei Profilaufnahmen für die Eintragungen auf Formblät-

Münze, die man oft bei der Hand hat: Die sechs parallelen Linien tern hilfreich.

haben einen Abstand von 0,9–1 mm.

Das GPS-Gerät (. Abb. 6.11) dient zur genauen Positionsbestim-

Das Feldbuch (. Abb. 6.8) ist immer noch die unersetzliche Do- mung. Die Positionskoordinaten können gemeinsam mit der Höhe kumentationsgrundlage der im Gelände gewonnenen Informatio- über dem Meeresspiegel (NN, Normalnull) abgespeichert werden.

nen. Am besten eignet sich ein fest gebundenes Blanko-Heft. Darin Dabei liegt die absolute Genauigkeit auf der Horizontalen bei gu-
werden die Aufschlussbeschreibungen und -skizzen, Gesteinsanspra- ten Bedingungen bei 3–8 m. Die relative Genauigkeit zwischen zwei
chen, Kompassmessungen und jede weitere relevante Beobachtung Messpunkten, die nacheinander gemessen werden, kann dabei deut-
notiert. Es sol te groß genug sein, um Aufschluss- und Profilskizzen lich unter 1 m liegen. In der Vertikalen liegt die Genauigkeit meist
vernünftig anzufertigen, aber zugleich in die Tasche passen. Daher nicht unter 10 m.

sind die Formate DIN A5/A6 am beliebtesten.

Die Genauigkeit der Positionsbestimmung hängt von der freien

Mit dem Geologen- oder Gefügekompass (. Abb. 6.9) können Sicht zu den Satelliten am Himmel ab. Ungenaue Positionsanga-die Raumlagen von Flächen und Linearen bestimmt werden. Dies ben können sich im Wald, am Fuß steiler Felswände oder in tiefen
stel t die Grundlage jeder geologischen Strukturanalyse dar und Schluchten ergeben, da nicht zu allen Satelliten freie Sicht besteht.

ist daher unerlässlich. Dabei wird die Orientierung als Wertepaar Mobiltelefone mit integriertem GPS-Empfänger sind inzwischen fast
aus Einfal srichtung (Azimut) und dem Einfal swinkel (Einfallen) Standard und können unter günstigen Bedingungen Positionsanga-
angegeben.

ben mit ähnlicher Genauigkeit erreichen.

Beispiel: 317/23

Die Salzsäure (HCl 10 %) dient zur Bestimmung von Calcit

Schichtung fäl t flach (23°) nach NW (317°) ein.

(. Abb. 6.12). Bei Calcitgehalt schäumt die aufgetropfte Salzsäure

Auch Marschkompasse mit integriertem Neigungsmesser kön- durch das entstehende CO auf, nach der Reaktion:

2
nen eingesetzt werden. Die verschiedenen Messvorgänge mit un-
terschiedlichen Kompassen werden im Detail in ▶ Abschn. 7.4 be-

CaCO3 C 2HCl ! Ca2C C 2Cl C H2O C CO2
schrieben.

Zollstock oder Maßband (. Abb. 6.10) sind bei Fotografien Dolomitische Gesteine schäumen nur schwach, meist nur an zerrie-von Handstücken und Aufschlusspartien ein präziser Maßstab. Ins- benem Gestein, weil die Reaktionsoberfläche größer ist.

226

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

. Abb. 6.10 Maßband als präziser Maßstab bei Fotografien, hier erosiv
abgeflachte Rippel (a) und bei der Aufnahme eines Profils im Tertiär des

Jaca-Beckens, Nordspanien (b)

11

6.2 Gesteinsansprache

12
und Aufschlusssituation

13

Im Gelände ist die Gesteinsbestimmung – die Gesteinsansprache –
die wichtigste Aufgabe des Kartierers vor Ort. Es geht um:

14

- die lithologische Bestimmung von Handstücken,

- die Suche nach prägnanten Wechseln in der Gesteinsabfolge,
die eine geologische Grenze begründen,

15

- die lithologische und genetische Festlegung von Kartiereinhei-
ten,

-

16
die Zuordnung von Gesteinen zu Kartiereinheiten.

Wichtige Beobachtungskriterien zur Gesteinsansprache erstrecken

17
sich über einen Skalenbereich, der sich von der Betrachtung mit der

Lupe bis zum gesamten Kartiergebiet reicht (. Abb. 6.13). Daher
sol ten alle Beschreibungen und auch das Bildmaterial einen ein-

18
deutigen Skalenbezug erhalten.

19
z Die Geländebegehung

Zu Beginn der Geländebegehung ist es hilfreich, sich durch eine

Orientierungsbegehung einen ersten Überblick zum Vorkommen

20
der im Arbeitsgebiet anstehenden Gesteine zu verschaffen. Schon
am ersten Aufschluss schlagen wir Gesteine an und bestimmen sie

. Abb. 6.11 GPS-Gerät
lithologisch. Dabei wenden wir die in Teil I erläuterten Kriterien an.

21

Mergelige Kalke und Mergel schäumen mit Salzsäure mittelstark Das Handstück verrät uns nicht nur, welche Gesteinsart an dieser
bis leicht. Der bei der Reaktion freigesetzte Tonanteil des Gesteins Stelle auftritt, sondern hilft uns, erste Aussagen über das „geologische 22
färbt den entstehenden Schaum. Dies kann mit einem Papiertaschen- Setting“, die zu erwartende Geologie der Umgebung, zu machen. Sind
tuch leicht geprüft werden.

es Sedimentgesteine, Magmatite oder Metamorphite? Je nachdem,

Die verdünnte Salzsäure ist vorsichtig zu handhaben und nur um welche Gesteinsart es sich handelt, zielen die Vorstel ungen in

23
tropfenweise auf das Gestein zu geben. In manchen Ländern (z. B. eine bestimmte Modellrichtung. Mit den ersten Beobachtungen legen
in Südamerika wegen des Einsatzes in der Kokainherstel ung) ist wir uns ein Gedankenmodell zur geologischen Situation zurecht, wel-
das Mitführen und Kaufen von Salzsäure nicht erlaubt. Es ist daher ches durch weitere Informationen ergänzt oder optimiert, wenn nötig
empfehlenswert, sich im Vorfeld zu informieren.

verworfen und neu generiert wird. Auf diese Weise können wir jeder-

6

227

6.1 • Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

. Abb. 6.12 Salzsäure (a) dient zur Bestimmung von Calcit, auf einem Kalkstein schäumt sie auf (b). Bei mergeligen Kalken oder Mergel färbt sich der Schaum (c)

Lupe

Handstück

Aufschluss

Karergebiet

Ausdehnung

10-3

10-2

10-1

10 0

10 1

10 2

10 3

[m]

Mineralbestand

Eigenschaen von Kristallen,

Körnern und Komponenten

(Art, Farbe, Größe, Form)

Gefüge

(z.B. Sedimentgefüge, Foliaon)

Farbe des Gesteins

Schichtung und Fazieswechsel

Schieferung

Faltenbau und Bruchstrukturen (Verwerfungen, Klusysteme)

Kontakt -
metamorphe Zonierung -

Regional

Abgrenzung der Karereinheiten
mm
cm
dm
m
km

. Abb. 6.13 Merkmale bei der Gesteinsansprache. Viele Beobachtungen erstrecken sich über einen größeren Skalenbereich

228

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

Aufschlussnr.

GPS-Waypoint

2

Datum

Koordinaten x/y

3

Lokalität Kurzbeschreibung

Nr. Fotos

4

5

6

Lithologie

7

8

9

Besondere Merkmale (Sedimentstrukturen, Fossilführung, Gefüge)

10

11

12

Kompassmessungen (Schichtung – S, Schieferung – SF, Lineare – L)

13

14

15

Stratigraphie / Kartiereinheit

Probennr.

16

17

Skizze

18

19

20

21

22

23

. Abb. 6.14 Formblatt für die Aufnahme von Aufschlüssen

6

229

6.2 • Gesteinsansprache und Aufschlusssituation

. Abb. 6.15 Böschungssignaturen im Bereich
von Aufschlüssen aus unterschiedlichen topog-
raphischen Karten. Rechts: Die Länge der „Zäh-
ne“ zeigt die Höhe, ihre Richtung ausgehend von
der Grundlinie die Richtung des Böschungsgefäl-
les an. Links: Hier ist die Böschungssignatur des
hufeisenförmigen Steinbruchs mit Querlinien-
signatur in Richtung des Böschungseinfallens
dargestellt
stillgelegter
aktiver

Kante Abbruchwand

Steinbruch

Steinbruch

Kante Abbruchwand

Querlinien geben

Balkensignatur gibt

Richtung, aber

Richtung und

Signatur Felsklippen
keine Höhe der Böschung an

Höhe der Böschung an
zeichnet Form und Richtung
von Felsklippen nach
zeit Auskunft über unsere Model vorstel ungen geben und zugleich - Profilaufnahme, Skizzen und Fotos,
die Geländeaufnahme gezielt fortsetzen, indem wir auf das Modell - geologische Interpretation der aufgenommenen Abfolge.

basierende Fragen stellen und im Gelände nach Antworten suchen.

Bei der Geländeaufnahme sammeln wir nicht nur Informatio- Das Formblatt in . Abb. 6.14 kann im Sinne einer Checkliste bei der nen, die später ausgewertet und interpretiert werden, wir entwickeln Aufschlussaufnahme hilfreich sein.

bereits vor Ort ein geologisches Strukturmodel .

z Suche nach geeigneten Aufschlüssen
z Aufschlusssituation im Kartiergebiet

Eine erste Übersicht über die Aufschlusssituation im Untersu-

Die Gesteinsansprache im Gelände richtet sich nach Art und Zahl chungsgebiet kann aus den topographischen Karten abgeleitet wer-
der Aufschlüsse. Folgende Beispiele für Aufschlusstypen und Ge- den. Steinbruch- und Böschungssignaturen (. Abb. 6.15) ebenso steinsvorkommen sind häufig anzutreffen:

-
wie eingetragene Felsklippen liefern gerade in dicht bewachsenen

Aufschlussbereiche oder flächenhafte Aufschlussinformati-

Gebieten gute Ausgangspunkte für eine Geländeaufnahme. Häu-
onen: Ideale Bedingungen, um die Gesteinsformationen im
fig finden sich, etwa auf der neuen Ausgabe der deutschen TK 25,

Detail aufzunehmen, insbesondere:

-
zwar Steinbruchbereiche markiert, aber keine Böschungssignaturen

Steinbrüche (verlassen oder in Betrieb),

-
eingetragen.

Felsklippen (durch Erosion freigelegt),

-

Inzwischen sind gute Satellitenbilder über Google Earth® ver-
flächenhaft freigelegte Schichtenfolgen (oberhalb der
fügbar, die im Vorfeld und während der Geländebegehung weitere

Baumgrenze oder in ariden Gebieten).

-

Details liefern können.

Linienhafte Aufschlussinformationen: Häufigste Aufschlussart,
daher lohnt es sich durchaus, Wege, Höhenrücken (auch we-
z Positionsbestimmung
gen der Aussicht) und Bachläufe auf der Suche nach Anschnit-

Jedem Aufschluss weisen wir eine Aufschlussnummer zu und no-
ten abzulaufen. Hierzu zählen:

-
tieren die jeweilige Position. Bei der Positionsbestimmung mit dem
künstliche Anschnitte an Wegen und Straßen,

-

GPS kann die Position direkt unter Angabe der Aufschlussnummer
anstehendes entlang von Höhenrücken,

-
abgespeichert werden, oder man notiert sich im Feldbuch die fort-

Anschnitte in Bachläufen.

-
laufende Nummer des Wegpunkts ( waypoints) des Aufschlusses.

Hilfreiche punktförmige Informationen: Sind meist dann

Ratsam ist, das Gerät täglich auszulesen und die Daten zu sichern.

wichtig, wenn keine der anderen Aufschlussformen verfügbar

Wer möchte, kann sich auch die Koordinaten direkt ins Feldbuch
ist:

-
schreiben, dann aber unbedingt Koordinatensystem und Projek-

Gesteinsbruchstücke im Boden (auf Wiesen auch in Maul-
tion des GPS-Gerätes überprüfen, gegebenenfal s richtig einstel-
wurfshügeln),

-
len und im Feldbuch notieren. Im Feldbuch notierte Koordinaten

Lesesteine in Handstückgröße,

-
ohne Angaben zu Koordinatensystem und Projektion sind häufig

Gesteinsbruchstücke im Wurzelteller umgestürzter Bäume,

-
wertlos.

Bodensondierungen (1–2 m tief nach Pürckhauer).

z Die geologische Skizze

Sowohl die Handstücke wie auch die Aufschlüsse selbst sind detail- Eine geologische Skizze hebt die geologisch relevanten Strukturen
liert und verständlich für andere zu beschreiben. Die Eintragung der mit wenigen Linien vereinfacht hervor. Aus einiger Entfernung wer-

Geländebeobachtungen sol te routinemäßig nach einem bestimmten den die übergeordneten Strukturen konturiert, sie können später mit

Muster erfolgen, damit keine wichtige Beobachtung vergessen wird. Details aus der Nähe ergänzt werden. Ebenso werden Maßstab und

Schließlich ist es nie sicher, ob man zurückkehren kann, um fehlende Ausrichtung nach den Himmelsrichtungen angegeben.

Beobachtungen nachzuholen. Der klassische Gedanken: „Da komme

Mit Ausblick auf die Landschaft aus der Ferne (. Abb. 6.16)

ich in den nächsten Tagen noch mal vorbei und nehme den Auf- und einer Überprüfung vor Ort können geologische Strukturen
schluss dann richtig auf …“ sol te lieber gleich verworfen werden.

herausgearbeitet werden, die auf den ersten Blick nicht eindeutig er-

Eingetragen wird:

-
scheinen. Bei dieser Art von Model skizzen werden Teilbeobachtun-
genaue Lokalität,

-
gen zu einer Übersicht zusammengefügt. Skizzen helfen dadurch,
lithologische und strukturgeologische Beschreibung,

Strukturen in ihrem räumlichen Zusammenhang zu verstehen und

230

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

2

3

4

5

6

7

8

9
a

10

11

12
flach lagernde Vulkanite

Ausbisslinie

13
gefaltete Kalke

14
steile Tonsteine

15
mit eingeschalteten

Evaporiten

Spur Faltenachse

16

17

18
b

19

20

21

22

23

. Abb. 6.16 Der Blick auf einen Gebirgszug in den peruanischen Anden

(Huancavelica) (a). Nach und nach erkennen wir geologische Strukturen (b),
c
die schematisch in einer Profilskizze festgehalten werden (c)

6

231

6.3 • Auf der Suche nach geologischen Grenzen
zu beurteilen. Dabei werden die zeichnerisch sichtbar gemachten

Gedankenmodelle gegebenenfal s wieder verworfen und optimiert,
bis sich alle Beobachtungen in einer Model vorstel ung ohne Wider-
sprüche wiederfinden.

Schon beim Skizzieren denken wir fast automatisch über den
genetischen Zusammenhang der Strukturelemente und Gesteins-
körper nach, da jede Linie eine bestimmte geologische Bedeutung
hat.Die Skizze hilft auch, anderen komplexe strukturelle Gegeben-
heiten mitzuteilen – meist besser als mit vielen Worten. Zugleich
können Messpunkte, Probenentnahmestellen oder Detailbeobach-
tungen wie Fossil- oder Mineralfunde auf der Skizze kenntlich ge-
macht werden.

z Gitternetzverfahren für maßstabsgetreue Detailskizzen

Neben den Übersichtsskizzen, die die Aufschlusssituation auf das

Wesentliche reduzieren, können auch auf das Detail bezogene, maß-
stabsgetreue Zeichnungen angefertigt werden. Diese Zeichnungen
sollen ein exaktes Abbild der Strukturen sein. Eine bewährte Me-
thode ist, den aufzunehmenden Bereich mit einem regelmäßigen

Netz aus Nylonschnüren zu bespannen. Die konstante Maschenweite
ermöglicht es, Feld für Feld Detailstrukturen zeichnerisch unverzerrt

. Abb. 6.17 Gitternetz mit einer Maschenweite von 1 m an einer plio-pleis-
zu erfassen (. Abb. 6.17).

tozänen (d. h. um die Grenze Tertiär-Quartär) Verwerfung westlich des Braun-

In beiden Fällen werden Strukturen während des Zeichnens kohletagebaus Hambach (Niederrheinische Bucht)

noch vor Ort überprüft und gedeutet. Daher birgt eine Skizze im

Vergleich zu einem Foto mehr Informationen, wie zum Beispiel 6.3

Auf der Suche nach geologischen
über die Art der sichtbaren Flächenelemente, Internstrukturen, über

Grenzen

Korngröße, Fossil- und Mineralgehalt.

Fotos und Skizzen ergänzen sich als Informationsträger. Ein
wenig Zeit zum Skizzieren sol te im Gelände immer sein, denn Das Auffinden geologischer Grenzen ist die zentrale Zielsetzung ei-
gleichzeitig ist es auch Zeit, über das Gesehene nachzudenken ner geologischen Geländeaufnahme, sie grenzen unterschiedliche

(. Abb. 6.18).

Kartiereinheiten (. Abb. 6.19) voneinander ab. Die Festlegung der

Kartiereinheiten stel t den ersten Schritt einer flächenhaften Kartie-
z Aufschluss-Detailaufnahme
rung dar und erfolgt unter Berücksichtigung folgender Kriterien:

Sobald im Aufschluss die vorkommenden Gesteinsarten bestimmt

Lithologische Kriterien: Welche Gesteinsarten treten im Unter-
und die Strukturelemente erfasst sind, kann eine Detailerfassung suchungsgebiet auf?

folgen.

Genetische Kriterien: Welche Entstehungsprozesse können

Zur Detailaufnahme werden:

-
in den zu kartierenden Gesteinseinheiten unterschieden werden?

Orientierungen von Flächenelementen und Linearen mithilfe

Zum Beispiel Sedimentationsprozesse und assoziierte Faziesräume,
des Gefügekompasses bestimmt,

-
tektonische Aktivität, Metamorphoseverläufe und -intensität sowie

Gesteinsproben entnommen,

-
magmatische Phasen und Chemismus.

Profilaufnahmen durchgeführt.

Stratigraphische Kriterien: Welchen Bildungszeitraum und wel-
che zeitliche Abfolge zeigen die Gesteinseinheiten?

Die Lokalisierung und Dokumentation von Kompassmessungen,

Kartiertechnische Kriterien: Welche der oben genannten Un-

Beprobungen und Profilverläufen kann im Gelände gut über die terscheidungsmerkmale der Gesteinseinheiten lassen sich zu Kar-

Aufschlussskizze erfolgen.

tiereinheiten zusammenfassen und lithologisch gut im Gelände
unterscheiden?

z Genetische Interpretation

Mithilfe der genetischen Kriterien werden Gesteinseinheiten

Zu den Aufgaben vor Ort gehört neben der reinen Dokumentation zusammengefasst, die gemeinsam durch einen Bildungsprozess
der Gesteinsvorkommen, sich auch die Frage nach der Entstehung oder dem Zusammenspiel verschiedener Prozesse in einem defi-
der Gesteinsformationen zu stellen. Für die abschließende genetische nierten Bildungsraum entstanden sind und eine Fazies ausbilden.

Interpretation kann sich rasch der Bedarf an weiteren Beobachtun- Die lithologischen Kriterien stellen die Frage, ob diese genetischen
gen ergeben, nach denen vor Ort gezielt gesucht werden sol .

Einheiten tatsächlich auch im Gelände zu unterscheiden sind. Li-

Häufige genetische Fragestel ungen sind:

-
thologisch ähnliche Gesteine genetischer Einheiten sind schlecht

Wie ist die Bildungsreihenfolge der unterschiedlichen Gestein-
voneinander abgrenzbar und sol ten daher zu einer Kartiereinheit
seinheiten?

-
zusammengefasst werden. Die auf diese Weise definierten Kartie-

Liegt die Schichtenfolge normal oder überkippt vor?

-
reinheiten werden zeitlich zugeordnet, das heißt die Reihenfolge

Welches tektonische Spannungsmuster verursachte die Defor-
ihrer Entstehung festgelegt und mit der stratigraphischen Zeitein-
mation?

-
stufung abgeglichen. Die stratigraphische Zuordnung erfolgt durch

Welche sedimentäre Fazies lag zum Zeitpunkt der Fossileinbet- Vergleich mit bereits vorhandene Gesteinsbeschreibungen in der
tung vor?

wissenschaftlichen Literatur oder geologischer Kartenwerke. Ab-
solute Altersdatierungen sind nur begrenzt möglich. In magma-

232

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

. Abb. 6.18 Skizzieren im Gelände. Studierende
skizzieren detailliert Sedimentstrukturen im

Zusammenhang mit der umgebenden Schich-

13
tung (a). Vergrößerung der Sedimentstrukturen
der Hauptterrassensedimente in einer Kiesgrube

14
bei Bonn (b). Die Zeichnung zeigt im Ergebnis

Parallelschichtung
trogförmige Schrägsch.

planare Schrägsch.

Epsilon Schrägsch.

die wesentlichen Sedimentstrukturen und die
c

Analyse der Schrägschichtungskörper (c)

15

Kartiereinheit:

Kartiereinheit:

Kalk-Mergel-Wechselfolge

Konglomerat-Sandstein-Wechselfolge

16

Genese:

Genese:

flachmarine Karbonate
terrestrische fluviatile Ablagerungen

17

. Abb. 6.19 Kartiereinheiten wurden hier

18
nach lithologischen und genetischen Kriterien
festgelegt. Die Kalk-Mergel-Wechselfolge bildet
eine genetische Einheit und ist unter flachma-

19
rinen Bildungs bedingungen entstanden. Nach
einer Regression (Meeresspiegelsenkung) haben
sich darauf fluviale Konglomerate und Sande

20
abgelagert. Die Basis des unteren Konglomerates

Mergel

Kalk

Konglomerat

Sandstein
bildet somit die kartierbare Grenze zwischen den

21
beiden Kartiereinheiten
tischen und metamorphen Gesteinen können radiometrische Da- Datierungsverfahren, wie die Warvenchronologie und optische

22
tierungen zur Entstehung einzelner Mineralphasen durchgeführt Luminizenz (OSL).

werden. In Sedimentgesteinen sind radiometrische Datierungen in
dieser Form nicht möglich, hier sind auftretende Leitfossilien, die z Geologische Grenzflächen – ihre Bedeutung und Form

23
ein kurzes Zeitfenster in der Erdgeschichte kennzeichnen, hilfreich. Die geologischen Grenzen zwischen Kartiereinheiten sind geomet-

Das Alter der Sedimentgesteine wird indirekt, beispielsweise über risch betrachtet Flächen, wir können also von geologischen Grenzflä-
ihren Bezug zu Orogenesen (Gebirgsbildungsphasen) und Meer- chen sprechen. Sie trennen jeweils zwei Gesteinskörper oder geologi-
esspiegelschwankungen, ermittelt. Bei jungen Sedimenten greifen sche Einheiten voneinander und ergeben mit der Geländeoberfläche

6

233

6.3 • Auf der Suche nach geologischen Grenzen

. Abb. 6.20 Die Geometrie geologischer Grenz-
flächen unterschiedlicher Komplexität: ebene
bis leicht gebogene Fläche, gefaltete Fläche und

Grenzfläche unregelmäßiger Körper. Der Verlauf
der Aus biss linien an der Geländeoberfläche ist
bei komplexeren Grenzflächen schwieriger zu

Versatz
verfolgen
einfache und nahezu ebene
einfache und nahezu ebene
kontinuierliche Flächenform
nicht kontinuierliche Flächenform
gefaltete
komplexe und unregelmäßige
kontinuierliche Flächenform
kontinuierliche Flächenform

. Abb. 6.21a–d Die Ausbisslinien der unter-
schiedlichen geologischen Grenzflächenformen
sehen auf geologischen Karten auch unter-
schiedlich aus. Zur Vereinfachung wurde für
die Abbildungen eine horizontale und ebene

Geländeoberfläche angenommen. a Einfaches

Schichteinfallen nach SW mit nahezu ebenen

Schichtflächen, b Einfaches Einfallen nahezu
ebener Schichten nach SW, an zwei Verwer-
fungen versetzt. Die Schollen im NW und SE
sind relativ zur zentralen Scholle abgesunken.

a
b
c Gefaltete Schichtenfolge mit abtauchenden

Faltenachsen. Der Verlauf der Ausbisslinien ist
auch hier vom Streichen abhängig. d Geologi-
sche Grenze einer irregulär geformten Intrusion.

Die Ausbisslinie ist nicht konstruierbar und muss

+

+
im Detail auskartiert werden

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+ +

+

+

+

+

+

+

+

+
c
d

Schnittlinien, die Ausbisslinien. Die Form und Orientierung der

- Verwerfungsflächen und Überschiebungsbahnen (tektoni-

Grenzfläche ist direkt auf die beteiligten Bildungsprozesse zurückzu-
sche Grenzen),
führen, dabei handelt es sich primär um kontinuierliche Flächen. Diese

- magmatische und hydrothermale Gänge;

Flächen zeigen keine Lücken oder Sprünge. Ein Blatt Papier ist eine - gefaltete Flächen:

kontinuierliche Fläche. Man kann es knicken, falten, zerknüllen oder

- tektonisch gefaltete sedimentäre Schichtgrenzen,
rollen, es bleibt eine kontinuierliche Fläche. Sobald das Blatt zerrissen

- deformierte Foliation metamorpher Einheiten,
wird, entsteht eine diskontinuierliche Fläche. Verwerfungen stellen

- Verwerfungsflächen und Überschiebungsbahnen (tektoni-
solche Risse in den sonst primär kontinuierlichen Flächenformen dar.

sche Grenzen),

Folgende geologische Grenzflächenformen treten auf:

-

- durch Salztektonik deformierte Einheiten;
ebene oder leicht gebogene Flächen – horizontal (söhlig), flach - unregelmäßige und komplexe Flächen:

bis steil oder vertikal (saiger):

-

- plutonische Körper,

Schichtflächen sedimentärer und vulkanoklastischer Abfol-

- subvulkanische Intrusionen und vulkanische Extrusiva,
gen,

-

- magmatische und hydrothermale Gänge,

Foliation und Scherflächen in metamorphen Einheiten,

-

- Zonierung in metamorphen Gesteinen,

Erosionsdiskordanzen innerhalb sedimentärer Abfolgen,

- Erosionsdiskordanzen (ehemaliges Relief).

234

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

. Abb. 6.22 Markierung von Ausbisslinien mithilfe digitaler Luftbilddaten.

Gerade bei wenig Vegetation ist dies häufig eine gute Möglichkeit, Gelän-
debeobachtungen zu ergänzen. Auf dem Luftbild ist die Grenze zwischen

2

Rotsedimenten im Norden und Karbonatabfolgen im Süden gut erkennbar

(Arén, Nordspanien). Die Schichten fallen flach nach Süden ein und zeigen
den charakteristischen Ausbiss linienverlauf (Luftbild : © Institut Cartografic i

3

Geologic de Catalunya)

4

5

6

7

8

. Abb. 6.23 Der Verlauf von Ausbisslinien

200
unterscheidet sich je nach Schichteinfallen. Je

180

9
flacher eine Grenzfläche im Raum liegt (hier

160

Einfallsrichtung nach E), umso stärker wird die

140

Bach

Ausbisslinie von der Morphologie beeinflusst

120

10

20°

90°

70°

50°

30°

0°

11

220

240

12

13

Höhenlinien

Ausbisslinien

14

15

16

17

18

19

20

21

. Abb. 6.24 Luxemburg bei Echternach, Blick nach Norden über das Tal der Sûre östlich Diekirch (a). Die Suche nach Aufschlüssen gestaltet sich in Mitteleuropa aufgrund der intensiven Land- und Forst wirtschaft nicht immer einfach. Unter der Wiese im Vordergrund verbergen sich die Schichten des Keupers, die nur lokal in einem Steinbruch aufgeschlossen sind (b)

22

Während für einfache und nahezu ebene Grenzflächen die Aus- chenformen keine geometrischen Annahmen mit einfließen kön-
bisslinie leicht im Gelände nachzuverfolgen ist und ihr Verlauf nen. Zum Beispiel muss der Umriss eines plutonischen Körpers

23
auch aus dem Einfallen der Fläche konstruiert werden kann an der Geländeoberfläche Punkt für Punkt bestimmt werden. Er

(▶ Abschn. 4.2), ist der Aufwand beispielsweise für gefaltete Abfol- kann nicht geometrisch ermittelt werden, wie das bei einfachen gen höher. Besonders schwierig zu kartieren sind unregelmäßige Lagerungsverhältnissen sedimentärer Gesteinsabfolgen der Fall ist

Grenzflächen, da für sie anders als bei den beiden anderen Flä- (. Abb. 6.20 und 6.21).

6

235

6.4 • Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

. Abb. 6.25 Ein Acker bei Eschershausen (Niedersachsen) mit Lesestein-
bestreuung an der Grenze zwischen Ceratitenkalk ( links) und dem unteren

Keuper in siltiger Fazies ( rechts). Auf den ersten Blick fallen nur die hellen
mikritischen Ceratitenkalke auf dem Ackerboden auf. Die braunen wenige

Zenti meter großen Siltstein-Bruchstücke, die den Boden vollständig abde-
cken, werden dabei leicht übersehen

Aus aufeinanderfolgenden geologischen Prozessen entstehen

Kombinationen verschiedener Grenzflächenarten und -formen. Sol-
che komplexen geologischen Strukturen, deren Genese im Gelände
nicht immer sofort verständlich ist, erfordern meist neben einer
detaillierten Geländeaufnahme auch eine gezielte Probennahme,
die weitere zusätzliche Informationen liefern kann (▶ Abschn. 7.5).

z Geologische Grenzen im Gelände verfolgen

Konnte eine geologische Grenze lokal festgestel t werden, so sol te
unmittelbar ihr weiterer Verlauf im Gelände bestimmt werden. Ist
die Grenze beispielsweise durch einen markanten lithologischen

Wechsel an der Oberfläche gut erkennbar, so können wir sie abge-
hen, ihren genauen Verlauf in die Karte eintragen und mit GPS-Wer-
ten stützen. Hilfreich sind in diesem Fall auch georeferenzierte

Luftaufnahmen (mit Koordinaten versehene Luftbilder). Auf ihnen
können die im Gelände gefundenen Grenzen anhand markanter Far-
bunterschiede oder Reliefkanten weitergeführt werden (. Abb. 6.22).

Der Verlauf von Ausbisslinien hängt vom Schichteinfallen ab.

Saigere oder steile Flächen ziehen in Streichrichtung unbeeinflusst
durch das Relief des Geländes. Je flacher eine Fläche im Raum liegt,
umso mehr wird ihre Ausbisslinie durch die morphologische Ober-
flächenform beeinflusst (. Abb. 6.23). Bei horizontalen Flächen lie-
gen die Ausbisslinien höhenlinienparallel.

6.4 Lesesteinkartierung & Co. –
klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

. Abb. 6.26 a Ein unauffälliger Ackerboden in der Eifel. b Erst bei näherem

Hinsehen kann eine Aussage über die Gesteinsvorkommen gemacht werden.

Der Acker ist tatsächlich übersät von kleinen eckigen Gesteinsbruchstücken,
in diesem Fall sind es hellbraune fein- und mittelkörnige Sandsteine

Häufig werden für die Beschreibung geologischer Strukturen Land-
schaften mit wenig Vegetation und geringer Bodenbildung bevorzugt,
da dort die Strukturen natürlich viel besser zu erkennen sind. Dies z Lesesteinbestreuung
sieht in der Realität des humiden Mitteleuropas oft anders aus: kaum Frisch gepflügte Äcker können einheitliche oder auch stark variie-

Aufschlüsse – „nur“ Feld, Wald und Wiese, soweit das Auge reicht rende Spektren von Lesesteinen an den Tag fördern. Aus einer Tiefe

(. Abb. 6.24). Doch auch hier gelingt es, die geologischen Grundstruk- von 0,5–0,8 m werden Gesteinsbruchstücke durch den Pflug regel-turen mit etwas Fingerspitzengefühl zu erfassen. Neben den Land- mäßig an die Oberfläche transportiert. Die häufigsten Lesesteine
schaftsformen helfen Details, die ein ungeübtes Auge rasch übersieht, im Spektrum sind in der Regel auch repräsentativ für die darunter
ein differenziertes Bild des geologischen Untergrundes zu entwerfen. liegende Schichtenfolge (. Abb. 6.25).

236

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

2

3

4

5

6

7

. Abb. 6.27 a Roter toniger Boden (Keuper) bei Eschershausen (Niedersachsen). Deutlich ist der fettige Glanz durch den Anschnitt mit der Klinge erkennbar, 8
ebenso die hellen Bruchstücke des feinsandigen Schilfsandsteins. b Direkter Vergleich zweier deutlich durch die Färbung unterscheidbare Fein sand steine der Keuperabfolge – eine Unterscheidung wäre bei der Kartierung gut möglich

9

10

11

12

13

14

. Abb. 6.28 a Heller Boden unter der Wiese. Der Boden ist auffällig, jedoch ist aus der Entfernung keine genauere Angabe möglich. b Aus der Nähe sieht das 15
anders aus, glänzende transparente Gips kristalle, rötliche Tonsteine und dunkele mergelige Tonsteine liegen auf der Oberfläche. Hierbei handelt es sich um Evaporite und tonige Zwischenlagen eines randmarinen Ablagerungsraumes aus dem Keuper bei Pont de Suert (Nordspanien)

16

Lesesteinkartierung zu erfassen, quert man einen Acker mehrfach
und beobachtet mögliche Wechsel im Lesesteinspektrum.

17

Grenze

Liegt der Acker am Hang, ist dabei die Streuung der Gesteine
hangabwärts zu beachten. Geht man einen Acker bergauf, so sind
nicht die ersten „neuen“ Lesesteine für eine Grenze ausschlaggebend,

18
sondern das Verschwinden der „alten“ (. Abb. 6.29). Häufig lässt
man sich bei der Festlegung der Grenze durch das auffälligere Ge-

19
stein täuschen.

Bei Lesesteinen zeigt eine Streuung wechselnder Lithologien
über breitere Bereiche (. Abb. 6.30) an:

20

- Streuung hangabwärts einer Schichtgrenze oder

- Nahezu parallel zur Geländeoberfläche ausbeißende Schicht-
grenze oder

21

. Abb. 6.29 Am Hang bewegen sich die Lesesteine durch die Schwerkraft
abwärts. Geht man den Hang hinauf, liegt die Grenze meist dort, wo die

- Wechselagerung.

22
hangabwärts vorkommenden Gesteine vollkommen aus dem Spektrum

Mächtigere Böden führen meist zu einer unklareren Abgrenzung
verschwinden und zugleich die „neuen“ Lesesteine das Spektrum bestimmen
der Flächen anhand der auftretenden Lesesteine. Bodenfließen

(Solifluktion) und landwirtschaftliche Nutzung (Pflügen) tragen

23

Bei einer Bestimmung des Lesesteinspektrums geht es daher dazu bei, die im Boden auftretenden Gesteinsbruchstücke zu ver-
nicht darum, die auffälligsten Gesteine zu finden, sondern die häu- mischen.

figsten. Dafür ist der Ackerboden durchaus aus der Nähe zu betrach-

Eine Hilfe zur Festlegung der Grenzen auf landwirtschaftlich
ten (. Abb. 6.26, 6.27 und 6.28). Um geologische Grenzen durch eine genutzten Flächen liefert die unterschiedliche Bodenfeuchte. Bei

6

237

6.4 • Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

. Abb. 6.30 Bereiche stärkerer Lesesteinstreuung

Lesesteinstreuung
hangabwärts
der Schichtgrenze
bei Wechsellagerung
bei parallel zur Oberfläche
verlaufender Schichtgrenze

. Abb. 6.31 Ein Wald in Mitteleuropa, die Aufschlusssituation ist dürftig (a). Am Fuß der Baumstämme hat Regenwasser, das am Stamm abgeflossen ist, Lesesteine aus dem Wurzelbereich freigespült (b)

höherem Tonanteil steigt die Fähigkeit des Bodens, Feuchte zu z Aufschlusssituation in bewaldeten Gebieten
speichern. Feuchter Boden erscheint dunkler als trockener Boden. Eine typische Situation in Mitteleuropa: Stundenlang läuft man

Dieses Merkmal kann auch bei der Auswertung von Luftbildern he- durch den Wald auf der Suche nach geologischen Informationen
rangezogen werden.

zum Untergrund. Und selbst hier gibt es Hinweise. Am Fuß der

Liegt eine starke Streuung der höher am Hang vorkommenden Baumstämme liegen Lesesteine, die durch Regenwasser, das über

Gesteine vor oder haben sich mächtige Fließerden gebildet, wird eine Jahre am Stamm abgeflossen ist, aus dem Wurzelbereich freigespült

Grenze alleine durch Oberflächenbeobachtungen schwerer zu erfas- wurden (. Abb. 6.31). Natürlich bieten die Wurzelteller umgestürz-sen sein. Hier könnten einzelne Bodensondierungen (siehe unten) ter Bäume eine gute Fundstelle (. Abb. 6.32). Mit Glück können hier hilfreich sein. Aber auch morphologische Kleinformen wie Knicke sogar Hinweise auf die Schichtlagerung erkannt werden.

oder Kanten am Hang können uns ein Indiz für eine wechselnde

Im Bereich von Wiesen hilft häufig nur eine Reihe von Son-

Lithologie im Untergrund liefern.

dierungen. Unterstützung erhalten wir von den Maulwürfen

Bei der Geländeaufnahme durch Lesesteine ergeben sich fol- (. Abb. 6.33), sie durchgraben das Erdreich in maximal 1–2 m Tiefe gende Schritte:

-
und fördern das Material an die Oberfläche. Das in den Maulwurfs-

Übersicht über das Spektrum der vorkommenden Gesteine
hügeln enthaltene Kleinstlesesteinspektrum lässt beinahe immer
verschaffen,

-
eine sichere Zuordnung zu.

gut differenzierbare lithologische Kartiereinheiten festlegen,

- Vorkommen der Lesesteine bestimmen und die Fundorte in z Quellaustritte
die Karte eintragen (GPS),

-

Gerade in den feuchten Jahreszeiten sind Quel austritte (. Abb. 6.34)

Merkmale wie Grenzen von Staunässe oder morphologische
gute Hinweise auf Schichtung und Tektonik. Besonders deutlich sind

Knicke als Verlauf eingetragen,

-
sie zu erkennen, wenn es sich um einen Säuerling handelt: Die am
bei Bedarf Sondierungen setzen.

Quel austritt ausfallenden Eisenoxide und -hydroxide färben den

Quel austritt rotbraun.

Aus diesen Informationen können auch in Gebieten mit stärkerer

Meist handelt es sich um Schicht- oder Überlaufquellen

Bodenbildung und Bewuchs die Grenzverläufe zwischen Kartierein- (. Abb. 6.35). In beiden Fällen befindet sich im Liegenden eines heiten überraschend genau festgelegt werden.

Aquifers eine wasserstauende Schicht. Das Wasser tritt entlang der

Ausbisslinie der Schichtgrenze an verschiedenen Stellen aus.

238

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.33 a Maulwürfe durchgraben das Erdreich und fördern dabei auch
kleine Lesesteine an die Oberfläche. b Die hier emporgebrachten Gesteins-

13
bruchstücke bestehen ausnahmslos aus hellroten Feinsandsteinen des

Mittleren Buntsandsteins. Bei Burg Breuberg im Odenwald

14

(. Abb. 6.36). Meist werden Bodenproben aus 1–2 m Tiefe entnom-
men. Dadurch will man an Informationen über die Bodenhorizonte

15
und das Ausgangsgestein unter den Böden gelangen.

Bodenbildungsprozesse über dem Festgestein führen zur Aus-

16
bildung von Bodenhorizonten, die mithilfe von Sondierungen oder

Schürfen in ihrer vertikalen Abfolge differenziert werden können.

Bei mächtigeren Bodenbildungen können auf diese Weise Infor-

17
mationen über das Gestein im Untergrund gesammelt werden, da

Bodenbildung und Ausgangsgestein genetisch eng miteinander zu-
sammenhängen.

18

Zur differenzierteren Beschreibung der Bodenhaupthori-
zonte (A, B, C) verwendet man nachgestel te Kleinbuchstaben

19

(. Abb. 6.37). Das feste oder lockere Ausgangsgestein liegt unterhalb
der eigentlichen Bodenbildung und wird als C-Horizont bezeichnet.

Darüber folgt der mineralische Unterboden, der B-Horizont (Anrei-

20
cherungshorizont). Der mineralische Oberboden, der A-Horizont

(Auswaschungshorizont) schließt die Abfolge der Bodenhorizonte

. Abb. 6.32a,b Im Wurzelteller des umgestürzten Baumes hängen lami-
nach oben hin ab und wird auch als Mutterboden oder Krume be-

21
nierte Siltsteine. Sie stehen nun steil, die Wurzeln hatten sie aber in flacher
zeichnet.

Lagerung durchdrungen. Mit etwas Glück sind somit neben der Bestimmung

22
der Lithologie auch Hinweise auf die Lagerungsverhältnisse möglich
z Bodenhorizonte, Sondierungen

23

Helfen die bisher genannten Verfahren aufgrund mächtigerer Bo-
denbildung nicht weiter, so bleibt nur die Sondierung mit dem

Bohrstock beziehungsweise der Sondierstange nach Pürckhauer

6

239

6.4 • Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

. Abb. 6.34a–c Quellen können gerade in den feuchten Jahreszeiten wertvolle Hinweise geben. a Quellaustritt eines Säuerlings, durch ausgefällte Eisenoxide und -hydroxide rot gefärbt. In diesem Fall handelt es sich wahrscheinlich um eine kluftgebundene Quelle, die Wasser aus größerer Tiefe artesisch fördert.

b Eine Überlaufquelle an einem Hang, an dem die Grenze zwischen sandiger Permotrias über tonigem Karbon verläuft. c Gefasste kluftgebundene Quelle im Capanne Granit (Elba)

440

Schichtquelle

400

420

GW

Aquifer

380
wasserstauende Schicht

Überlaufquelle
a

Buntsandstein

Glimmerschiefer und Gneise

Aquifer

GW

. Abb. 6.35 a Hier liegen vier Quellen in etwa 400 m Höhe. Mögli-
wasserstauende Schicht
cherweise verläuft hier die Obergrenze einer wasserstauenden Schicht.

b
b Quelltypen in der Profilansicht. GW: Grundwasser

240

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.36 a Bohrstock nach Pürckhauer (1 m), b Einsatz im Gelände

14

Mineralische Bodenhorizonte

Merkmal: organische Substanz weniger als 30 Gew.-% (entspricht 60 Vol.-%)

Ah

Bis zu 15 Gew.-% akkumulierter Humus (dunkle Färbung), humoser

A

15
h

C

Anteil nimmt nach unten hin ab
v

A

C

Ap

Durch regelmäßige Bodenbearbeitung durch den Pflug gebildet
p
v

C

(Ackerkrume)

16

B

C

Aa

Humusanreicherung durch Vernässung (anmooriger Oberboden)

15–30 Gew.-% Humus

C v

17

Ae

Auswaschungshorizont (eluvial): verarmt an Huminstoffen, Ton und

Eisen, dadurch gebleicht

C

Al

Durch Tonauswaschung und -verlagerung (Lessivierung) entstanden

18

B

Mineralischer Unterbodenhorizont, durch Verwitterung des Festge-
steins (Unterboden) und Einlagerung von Stoffen aus dem Oberboden
entstanden (Illuvialhorizont). Er enthält weniger als 75 Vol.-% Fest-

19

. Abb. 6.37 Bodenprofil. Mit Ap wird ein Bodenhorizont beschrieben, der
gesteinsreste und ist vom Ober- und Unterboden meist durch einen
durch regelmäßige landwirtschaftliche Bearbeitung (p = Pflug) geprägt ist. Ah

Farbwechsel zu unterscheiden
bezeichnet den humosen Oberboden (h = Humus) ohne landwirtschaftliche

Bh

Durch Einwaschung von Huminstoffen angereichert

20

Nutzung. Das Festgestein (C) wird im verwitterten Zustand mit Cv bezeichnet

Bs

Durch Einwaschung von Sesquioxiden angereichert (insbesondere

Organische Auflagen

Fe O , Mn O , Al O )

2

3

2

3

2

3

21

Merkmal: organische Substanz mehr als 30 Gew.-% (entspricht 60 Vol.-%)

Bt

Durch Einwaschung mit Ton angereichert

H

Torfbildung

Bv

Durch Verwitterung verbraunt (Eisenoxidation) und verlehmt (Mine-

L

Streu von Pflanzenresten ( litter)

ralumwandlung)

22

O
organische Feinsubstanz (nicht torfig)

C

Mineralischer Untergrund: Ausgangsgestein, aus dem der Boden
durch physikalische und chemische Verwitterung entstanden ist

Mineralische Bodenhorizonte

Cv

Schwach verwittert, Übergang zum frischen Gestein, bei Festgestei-

23

Merkmal: organische Substanz weniger als 30 Gew.-% (entspricht 60 Vol.-%)

nen zu Bruchstücken entlang der Klüftung verwittert

A

Mineralischer Oberbodenhorizont mit Anreicherung an organischer

Cn

Unverwittert ( novus = frisch, unversehrt), bei Festgesteinen nicht

Substanz (Humus), Verarmung an mineralischer Substanz (Auswa-
angewittert, massiver Fels
schung)

6

241

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

Weitere mineralische Bodenhorizonte

S

Mineralbodenhorizont mit Stauwassereinfluss, zeitweilig oder ständig
luftarm

G

Mineralbodenhorizont mit Grundwassereinfluss

P

Mineralischer Unterbodenhorizont mit mehr als 45 Gew.-% Tonanteil

(Pelosol)

T

Mineralischer Unterbodenhorizont mit mehr als 75 Gew.-% Carbonat
aus Lösungsrückständen von Karbonatgestein (Terra Fusca, Terra

Rossa)

Y
aus anthropogenen Aufschüttungen oder Aufspülungen entstandener

Horizont

Die im Laufe der Bodenentwicklung entstandenen Bodenhorizonte
bilden unterschiedliche charakteristische Bodenprofile. Böden mit
weitgehend gleicher Profilausprägung werden zu einem Bodentyp
zusammengefasst, da sie durch vergleichbare Bodenbildungsprozesse
entstanden sind. Details zur bodenkundlichen Kartierung werden
hier nicht weiter vertieft. Die Bodenkundliche Kartieranleitung der

Ad-hoc-Gruppe Boden (Hrsg. Bundesanstalt für Geowissenschaften
und Rohstoffe in Zusammenarbeit mit den staatlichen geologischen

Diensten, 5. Aufl. 2005) ist ein Standardwerk zur bodenkundlichen

Geländeaufnahme.

6.5

Anstehendes Gestein erkennen –

Relief und Verwitterung

Die Lagerungsverhältnisse und Eigenschaften von Gesteinen an der

Erdoberfläche prägen die Landschaftsformen. Dies fäl t besonders
gut in wenig bewachsenen Regionen auf. Die auftretenden Relief-
formen hängen im Wesentlichen von der Festigkeit und der Form
der Gesteinskörper ab.

. Abb. 6.38a–c Playasedimente. Die Abbildungen zeigen, wie wichtig die

Dieser Abschnitt erläutert markante Aufschlusssituationen mit- Angabe eines Maßstabs ist. a, b Permische Ablagerungen des Lodève-Be-
hilfe von Geländeaufnahmen. Dabei wurde eine Auswahl wesentli- ckens (Südfrankreich), c Silte und Tone der Tremp-Formation (Kreide-Ter-
cher Merkmale getroffen, die häufig im Gelände zu finden sind und tär-Grenze) in Nordspanien. Balkenbreite: a 10 cm, b 2 m, c 4 m auch für den geologisch interessierten Betrachter gut erkennbar sind.

Weiterführende Diagramme zu den Gesteinen und ihrer Entstehung schaftlich Interessierten für bevorstehende Wanderungen durch die
und Klassifikation finden sich in ▶ Kap. 2.

Natur wesentliche Anhaltspunkte vermittelt werden. Nur Beobach-
tungen, die makroskopisch oder mit der Lupe tatsächlich im Gelände
durchzuführen sind, werden dabei am Bildmaterial beschrieben.

6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

Zum Vergleich zeigen wir auch Bilder von rezenten Bildungen.

Sedimentäre Abfolgen bestehen aus einer Serie übereinander ab-

Das charakteristische Merkmal von Sedimentgesteinen ist ihre gelagerter Gesteinsschichten mit wechselnder Lithologie. Sie können

Schichtung, sie ist durch einen Materialwechsel erkennbar. Dieser durch tektonische Kräfte verstel t und deformiert sein und somit

Materialwechsel wird durch unterschiedliche Ablagerungsbedin- wechselndes Schichteinfallen zeigen. Die Muster der Gesteine zeigen
gungen verursacht. Auch Fugen zwischen Schichtbänken entstehen über verschiedene Dimensionen hinweg Ähnlichkeit, sie haben also
durch einen kurzzeitigen Wechsel in der Sedimentation. Wie Sedi- fraktale Eigenschaften. Eine Reliefform von wenigen Zentimetern
mentgesteine entstehen, ist ausführlich in ▶ Abschn. 2.4 beschrieben. kann daher kilometergroßen Strukturen ähneln. Daher ist bei der Das makroskopische Erscheinungsbild von Sedimentgesteinen Darstel ung dieser Strukturen zum Größenvergleich ein Maßstab
ist bedingt durch:

-
immer erforderlich.

die Lithologie,

-

Drei Beispiele aus roten Playasedimenten (. Abb. 6.38) zeigen,
mögliche Wechsel agerungen,

-
wie schwierig es fäl t, den tatsächlichen Maßstab abzuschätzen. Wel-
interne Sedimentstrukturen,

-
che Breite haben die Balken auf den drei Teilabbildungen?

Fossilführung.

Bei söhligem bis flachem Schichteinfallen (Einfal swinkel 0–20°)

bilden die härteren, verwitterungsresistenten Bänke die steileren

Wir interpretieren die Bildungsbedingungen von Sedimenten im Hangabschnitte, wobei die Oberkante dieser Bänke meist einen deut-

Wesentlichen über diese Merkmale. Auf den kommenden Seiten lichen morphologischen Knick darstel t (. Abb. 6.39). Die steilen möchten wir daher eine Auswahl typischer Gesteinsvorkommen Hänge bleiben auch bei fortschreitender Erosion erhalten. Da die
in Bildern zeigen und auf wesentliche Merkmale hinweisen. Dabei Sedimente im Liegenden rascher abgetragen werden, wird das dar-
haben wir Wert darauf gelegt, dass sowohl dem angehenden Geo- über liegende Schichtpaket instabil, bricht an vorhandenen Klüften
wissenschaftler für eine Geländebegehung, wie auch dem geowissen- aus dem Schichtverband und rutscht gravitativ den Hang abwärts.

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.39a–d Flaches Schichteinfallen. a Die Turbidite der Marnoso-Arenacea-Formation bei Casola Valsenio (Nordapennin, Italien) zeigen, wie die härteren sandigen Lagen (hell) als Kanten zwischen den tonig-siltigen Partien herauswittern. b Sandige Schüttungen innerhalb der flach liegenden Abfolge des Montañana-Deltas (Nordspanien) brechen an den vorgegebenen Klüften aus dem Schicht verband, da die Schichten im Liegenden durch fortschreitende Erosion 17
abgetragen werden. Deutlich ist der sich bildende Hangschutt erkennbar. c Die weicheren Silte und Tone an der Kreide-Tertiär-Grenze (Tremp-Formation, Nordspanien) sind unterhalb der einst in Rinnen abgelagerten Sandsteine bereits deutlich abgetragen, weshalb die Sandsteine aus dem Hang ragen. d Die Skizze illustriert, wie die Erosion unterschiedlich widerstandsfähiger Gesteinsschichten zur Bildung von Kanten führt

18

Das Kluftnetz bestimmt also die Geometrie der Felskante. . Ab- (. Abb. 6.42), die durch Senken mit leichter erodierbarem Gestein 19
bildung 6.40 zeigt, wie diese im Fall eines polygonalen Kluftnetzes voneinander getrennt sind. Bei steil bis saiger stehender Schichtung aussieht. Weil der Sandstein kompetenter als die weichen Tonsteine (70–90°) bilden sich diese Rücken als regelrechte Zinnen heraus.

ist, entstanden die Klüfte während der Diagenese und Deformation, Dies erfolgt umso stärker, je größer der Kontrast der Festigkeit zwi-

20
um Spannungen auszugleichen.

schen den einzelnen Schichtgliedern ist.

An der Basis der Hänge bilden sich Schuttkegel aus dem Ge-
steinsmaterial, das sich aus der Schichtung löst. Diese Schuttkegel z Massenbewegungen im Gebirge, Brekzien

21
wachsen insbesondere bei steilen Hängen rasch nach oben und bil- Durch Verwitterung gelockertes Gesteinsmaterial löst sich aus dem
den einen natürlichen Böschungswinkel von etwa 40°. Dabei werden Gesteinsverband und bewegt sich mit der Schwerkraft. Im Gebirge

22
die Schichten an der Hangbasis verdeckt.

können diese Prozesse durch Niederschlag und Wind beschleunigt

Mit steigendem Einfal swinkel der Schichtenfolge ändert sich werden. Dieser gravitative Massentransport (. Abb. 6.43–6.46) kann die Landschaftsform. Bei Einfal swinkeln zwischen 10ůnd 30° bil- allmählich oder durch Einzelereignisse, wie bei einem Bergsturz oder

23
den die Schichtoberflächen der widerstandsfähigen Bänke häufig die dem Niedergang einer Mure erfolgen. Berg- oder Felsstürze sind
flachen Hänge der Landschaft als schichtparallele Geländeformen gravitative Rutschungen von Felsmassen, die entlang von Kluftsyste-
aus (. Abb. 6.41). Ab einer geneigten Schichtlagerung von etwa 40° men instabil werden und in Bewegung kommen. Der Auslöser von beginnen die härteren Bänke morphologische Rücken auszubilden Bergstürzen kann unterschiedlicher Natur sein, Auftauprozesse in

6

243

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.41a–c Einfallswinkel zwischen 10ůnd 30°. a Die hellen Lagen sind

Karbonate innerhalb toniger Playasedimente (Lodève-Becken, Südfrank-
reich). Aufgrund ihrer höheren Festigkeit wurden sie durch Erosion freigelegt.

b Mächtige Kalksteinbänke an der Basis sind durch sandige Abfolgen
überlagert. Die Schichtung wird zur Oberkante hin flacher. Dies ist auf eine

. Abb. 6.40 a Basisabfolge des Keupers bei Echternach (Luxemburg).

Verstellung der Schichten folge während der Sedimentation (synsedimentär)

Sandige Rinnen eines mäandrierenden Flusssystems liegen in einer Abfolge
zurückzuführen. Die jüngsten Schichten (oben) sind daher am wenigsten
von Tonen einer Überschemmungsebene. Auffällig sind die „Nasen“ der
von der Deformation betroffen. Montañana, Nordspanien. c Auf dem Bild

Sandsteine entlang des Aufschlusses, die Sandsteine brechen entlang eines
der Sierra de Montsec ist deutlich die zum Rücken hin steiler werdende
polygonalen Kluftmusters. Erosionsfurchen schneiden in die Tone. Abgetra-

Schichtung erkennbar. Die steil gestellten Schichten bilden den markanten
gene Tone und Bruchstücke des Sandsteins sammeln sich am Fuß des Hanges

Rücken, durch den seit dem Tertiär der Fluss Ribagorzana eine Schlucht
als Schuttkegel. b Das polygonale Kluftmuster kann wie hier am Beispiel der
eingeschnitten hat

Marnoso-Arenacea-Turbidit-Abfolge (Miozän) im Nord apennin charakteris-
tische Sägezahnmuster in den festeren Sandbänken ergeben. c Aufsicht auf
das polygonale Kluftmuster einer feinsandigen Lage innerhalb der Turbidit-
abfolge der Boixols-Decke (Nordspanien). Vorsicht, nicht mit Trockenrissen
verwechseln!

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.42a,b Landschaftsformen bei steilem Schichteinfallen. a Mit
etwa 50° nach N einfallende Karbonatabfolge (Cotiella-Decke) bei Alins,

Nordspanien. Die mächtigen Kalke wurden im Miozän verstellt. Die Erosion

11
hat die auflagernde kalkig-mergelige Wechselfolge abgetragen. b Am

Hirschberg im Vorarlberg (Österreich) bildet die Wechselfolge der Drusberg-
schichten mit härteren mikritischen Kalken und weicheren tonigen Mergeln

12
in steiler Lagerung diese markanten Reliefformen. c Eine sandig-tonige Tur-
biditabfolge des Juras bei Pont de Suert (Nordspanien). Auch hier wurden
die härteren sandigen Bänke von der Erosion herauspräpariert und bilden

13
entsprechende Kleinrücken an der Oberfläche

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19

. Abb. 6.43 Hangschuttfächer in Süd-Usbekistan. Entlang der steilen felsi-

. Abb. 6.44 Hangrutschung in Süd-Usbekistan. Deutlich erkennbar ist

20
gen Talhänge bilden sich Schuttfächer, die aus eckigen Blöcken bestehen. Die
die Abrisskante der Rutschung, unterhalb liegt die konvexe Scherfläche

Sortierung ist sehr schlecht und das Gefüge ist komponentengestützt. Durch
frei. In tonigen und tonführenden Sedimenten, die durch Regenereignisse

Zementation der Zwischenräume und Verfestigung des Gesteins könnte
wassergesättigt sind, können sich Gleitflächen ausbilden, an denen Massen-

21
daraus eine grobe Brekzie entstehen
bewegungen stattfinden

22

Perma frostgebieten, starke Niederschlagsereignisse, Schmelzwassere- Oberflächenwasser) in ein Wasser-Gestein-Gemisch überführt werden,
reignisse, Spannungsentlastung bei Insolation oder auch seismische das in Richtung der Schwerkraft meist kanalisiert hinabfließt. Sobald

Ereignisse können diese verursachen. Muren sind Massenbewegungen das Gefälle nachlässt, verlangsamt sich die Fließgeschwindigkeit, der

23
eines Wasser-Gesteinskomponenten-Gemisches, wobei der Wasseran- Wasseranteil fließt aus und es bilden sich Fächer oder auch Murkegel,
teil in der Regel zwischen 50 und 30 Volumenprozent liegt. Der Abgang bestehend aus schlecht sortiertem Transportmaterial der Mure.

einer Mure kann durch einen Bergsturz ausgelöst werden. Das Material

Eckige Gesteinskomponenten entstehen unmittelbar aus
des Bergsturzes kann dann durch Zufuhr von Wasser (Niederschlag, mechanisch zerfallendem Gestein. Durch Zementation der Zwi-

6

245

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.45a,b Bergsturz im Tarmatal (Peru). Am steilen und deutlich zerklüfteten Felshang kam es zum Abbruch von Felsmassen, die nun als Schuttfächer auf dem Talboden liegen. Die Übersteilung des Hanges ist durch das laterale Einschneiden des Flusses verursacht. Die Schuttkegel bedecken nun die randlichen Bereiche des Flussbettes. Das Lockermaterial wird vom Fluss mitgeführt und dadurch teilweise wieder abgetragen. Schon nach Transportstrecken von wenigen Kilometern im Flussbett werden aus den eckigen Blöcken der plutonischen Gesteine gerundete Gerölle

Wasserläufen als Rollfracht, dies insbesondere bei Hochwasser. Das

Rollen und die Stöße der Klasten sind dann gut hörbar. Weichere

Gesteine verschwinden talabwärts aus dem Geröl spektrum. Durch

Analyse des Geröl spektrums (Herkunftsanalyse, provenance analy-
sis) können Rückschlüsse über die Gesteinsvorkommen im Liefer-
gebiet gemacht werden. Dabei ist auf die Abhängigkeit des lokalen

Geröl spektrums von der Festigkeit der Gesteine zu achten.

An Stränden vor Steilküsten kommt es durch die Wellenbewe-
gung ebenfal s zur Rundung der Klasten (. Abb. 6.48c). Die weni-
ger resistenten sedimentären Nebengesteine werden dabei zu Sand
und feineren Korngrößen zerrieben. Die Bewegung der Klasten im

Brandungsbereich ist durch die gegenseitigen Stöße deutlich hörbar.

Die gerundeten Komponenten der Konglomerate (Gerölle

> 2 mm) werden durch strömendes Wasser (Flüsse, Brandung),

Schlammströme ( mass flows) oder Gletschereis transportiert. Bei

. Abb. 6.46 Bergsturz, der sich am steilen Hang zu einem kanalisierten

Transport und Ablagerung kommt es zu einer Größensortierung.

Schlamm- und Geröllstrom (Mure) entwickelt und einen Sedimentfächer auf

Der Porenraum zwischen den Klasten ist meist mit einem feineren
den Feldern der Talebene bildet (Colcatal, Peru)

Sediment (Matrix) gefül t. Dabei können die Gerölle sich überwie-
gend gegenseitig berühren (komponentengestütztes Gefüge) oder
schenräume mit neu gebildeten Mineralen entsteht eine Brekzie in der Matrix „schwimmen“ (matrixgestütztes Gefüge). Bestehen

(. Abb. 6.47). Insbesondere in terrestrischen Ablagerungsbereichen die Komponenten aus einer Gesteinsart, nennt man sie monomikte können diese häufig komponentengestützen und schlecht sortier- Konglomerate.

ten klastischen Sedimente entstehen. Sie bilden sich in der Nähe

Fül t man ein Glas mit Glasmurmeln, so wird sich automatisch
vom Ursprungsgestein, denn sie haben meist nur einen gravitativen ein komponentengestütztes Gefüge ergeben (. Abb. 6.49). Fügen Transportweg zurückgelegt (Bergstürze, Schuttkegel). Brekzien mit wir nun eine weiße Flüssigkeit als Matrix hinzu, so erkennt man
matrixgestützem Gefüge sind in der Regel durch Schichtfluten ( sheet gut den Porenraum zwischen den sich berührenden Komponenten.

flood), also wassergesättigte Sedimentströme, entstanden. Analog Nach weiterem Auffüllen umschließt die Matrix die Komponenten
dazu können Brekzien insbesondere in tektonisch aktiven marinen und es scheint, als ob das Gefüge nun matrixgestützt sei, da sich

Ablagerungsräumen mit starkem Relief (Horst- und Grabenstruktu- die Komponenten scheinbar nicht mehr berühren. Im Anschnitt
ren), in der Umgebung von submarinem Vulkanismus oder durch können auf diese Weise komponentengestützte Gefüge stellenweise
seismisch induzierte Massenbewegungen entstehen.

ein matrixgestütztes Gefüge vortäuschen. Ein matrixgestütztes

Gefüge liegt dann vor, wenn im Anschnitt der durchschnittliche
z Die Entstehung der Gerölle und Konglomerate

Abstand zwischen den Komponenten größer als der mittlere Klas-

Die Gesteinsklasten werden beim fluviatilen Transport gerundet tendurchmesser ist. Beispiele mit komponentengestütztem Gefüge

(. Abb. 6.48), weil Gesteinskanten abgeschlagen werden. Schon zeigt . Abb. 6.50, ein Beispiel mit matrixgestütztem Gefüge zeigt im Gebirge liegen sie nach kurzem Transportweg als gut gerundete . Abb. 6.51. Polymikte Konglomerate bestehen hingegen aus einem Gerölle vor. Der Transport der größeren Gerölle erfolgt in kleineren bunten Geröl spektrum (. Abb. 6.52).

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. Abb. 6.48 a Die Rundung der Gesteinsklasten beginnt bereits im Gebirge.

Wenige Kilometer vom Liefergebiet finden sich hier auf 4900 m ü. NN bei

Huancayo (Peru) bereits angerundete sowie vollkommen gerundete Blöcke.

19

. Abb. 6.47 a Zentimetergroße Gesteinsklasten im Bereich eines hy-

Sie stammen von den Bergen im Hintergrund, mit tertiären granodioriti-
drothermalen Ganges (Laspaúles, Nordspanien). Durch Regen werden
schen Intrusionen und kontaktmetamorph überprägtem Paläozoikum. Die

Gesteinsbruchstücke aus dem Gang gespült. Neben Bruch stücken des

Aufarbeitung junger Gletschermoränen durch die Flusssysteme ist noch nicht

20
grauen Nebengesteins (verkieselte Vulkanite) sind milchig weiße Calcite mit
abgeschlossen. b Im Rio-Colorado-Tal der östlichen Anden bei Tarma (Peru)

ihren deutlichen Spaltflächen und transparente idiomorphe Quarzkristalle
liegen gut gerundete granodioritische Gerölle der Ostanden vor. Nach einem

21
erkennbar. b Klastengestütze Brekzie im Karbon (Usbekistan), die eckigen

Transportweg von etwa 50 bis 100 km sind fast ausschließlich die festen

Komponenten sind Klasten aus metamorphem Gestein (Glimmerschiefer,

Granodiorite als Klasten vertreten. Metamorphe Gesteine und Sedimentge-

Gneise und Quarzite). Diese Brekzie belegt die tiefgründige Erosion eines
steine sind durch ihre geringere Festigkeit aus dem Geröllspektrum nahezu

22

Orogens. c Eckige Klasten aus mikritischem Kalk der Unteren Kreide bei
verschwunden, obwohl sie im Gebirge den höheren Gesteinsanteil darstellen.

Pont de Suert (Nordspanien). Die Kalkklasten sind durch einen mikritischen
c Gerölle an der peruanischen Küste bei Ica. An der Steilküste werden die

Zement verfestigt. Durch Verstellung und Erosion der kretazische Kalke sind
festen Gesteine porphyrischer Intrusionen und des granodioritischen Küs-

23
im Tertiär lokale Schuttfächer entstanden, die nun als Brekzie vorliegen
tenbatholiths durch die Brandung erodiert. Durch die ständige Bewegung im

Bereich der Brandung werden die Klasten gerundet. Die weniger resistenten
sedimentären Nebengesteine werden dabei zu Sand und feineren Korngrö-
ßen zerrieben, die weggespült werden

6

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.49 a In einem Glas voller Glasmurmeln liegt ein komponenten-
gestützes Gefüge vor. b Fügen wir eine weiße Flüssigkeit als Matrix hinzu,
ist der Porenraum zwischen den sich berührenden Komponenten gut zu
erkennen. c Allerdings scheint es nun, dass sich die Komponenten nicht
mehr berühren. Im Anschnitt können komponentengestütze Konglomerate
auf diese Weise ein matrix gestützes Gefüge vortäuschen

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. Abb. 6.50a–d Komponentengestütztes Gefüge. a Gerölle am Strand (Elba, Italien), die größten Komponenten haben einen Durchmesser von bis zu 10 cm.

Sie liegen lose aufeinander, der Poren raum ist nicht durch eine Matrix gefüllt. Die Komponenten bestehen aus verschiedenen Gesteinsarten, am häufigsten sind weiße Milchquarze und beige Feinsandsteine. Farblich treten rötliche Radiolarite und dunkle Serpentinite hervor. b Tertiäres Konglomerat mit komponenten-14
gestütztem Gefüge (Süd pyrenäen, Spanien). Die gut gerundeten Komponenten bestehen hier überwiegend aus Milch quarz und dunklerem Quarzit. Die Matrix ist ein Feinsandstein. c Eine 3 m hohe Wand mit Anschnitt eines rezenten fluvialen Konglomerates (Huancayo, Peru). Auch hier ist das Gefüge komponentengestützt und zeigt im oberen Bereich von links nach rechts Ansätze von Dachziegellagerung. Die Matrix besteht aus sandigem Feinkies. Auf mittlerer Höhe ist 15
eine Lage mit deutlich gröberen Komponenten erkennbar, sie deutet auf ein Ereignis mit stärkerer Strömung hin. Zur Oberkante hin werden die Komponenten erkennbar kleiner, möglicherweise fand eine laterale Verlagerung der Fluss rinne statt. d Bei der Dachziegellagerung lagern sich die flachen Gerölle schräg übereinander. Gerölle im Seniotal (Appenin, Italien) legen sich schräg auf Gerölle, die in Fließrichtung vor ihnen liegen, die Fließrichtung ist hier von rechts nach links 16
z Sandsteine und Siltsteine

17

Die Korngröße der Sandsteine (0,063–2 mm) ermöglicht es, die

Korn eigenschaften und den Mineralbestand mit der Lupe gut zu er-
kennen. Die Ablagerungsräume von Sandsteinen sind sehr vielfältig.

18

Daher ist die präzise Beschreibung der Lithologie, der Sediment-
strukturen sowie der Wechsel agerung mit anderen Gesteinen schon

19
im Gelände für die spätere genetische Interpretation von großer Be-
deutung (siehe auch ▶ Abschn. 7.5).

Ein wesentliches Merkmal der klastischen Sandsteine ist die

20

Korngröße (. Abb. 6.53). Bei Feinsandsteinen (0,063–0,2 mm)

kann mit bloßem Auge noch gut eine Körnung erkannt werden.

Eingelagerte Glimmer haben häufig einen größeren Durchmesser.

21

Mittelsandsteine (0,2–0,63 mm) sind durch ihre deutlich sichtbare

Körnung erkennbar. Dabei sind etwa 2–5 Körner auf einer Strecke

22
von einem Millimeter Länge unter der Lupe erkennbar. Bei Grob-
sandstein (0,63–2 mm) sind es unter der Lupe entsprechend weniger

. Abb. 6.51 Matrixgestütztes Gefüge eines rezenten Schlammstromes über

Körner. Eine geringe Rundung der Sandkörner weist auf einen kur-

23
laminierten fluvialen Sanden einer Überflutungsebene (Ica, Peru). Bei starken
zen Transportweg hin.

Regenfällen können sich insbesondere in ariden Regionen Schlammströme

Die Korngröße der Siltsteine (. Abb. 6.54) liegt zwischen 0,002
mit einem heterogenen Gemisch aus Wasser und Sediment bilden. Die
und 0,063 mm, dadurch kann bei Siltsteinen mit der Lupe (8–10×)

großen Klasten liegen verteilt in der Matrix und zeigen das charakteristische
matrixgestützte Gefüge
schon eine Körnung erkannt werden. Die Körner sind jedoch so

6

249

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.52 a Ein nahezu monomiktes Konglomerat besteht aus gut gerundeten Milchquarzgeröllen in einer sandigen Matrix. b Das polymikte Konglomerat zeigt ein buntes Geröllspektrum (Tertiär, Arén, Spanien)

. Abb. 6.53a–c Sandsteine einer kretazischen Turbiditabfolge auf Elba.

a Feinsandsteine (0,063–0,2 mm). Eingelagerte Glimmer haben einen
größeren Durchmesser und blitzen auffällig in der Sonne. b Mittelsandstein

(0,2–0,63 mm). In diesem Sandstein sind viele Körner an der Obergrenze
des Mittelsandes und einige Körner sogar größer. Daher könnte man das

Gestein als Mittel- bis Grob sand oder groben Mittelsand bezeichnen.

c Grobsandsandstein (0,63–2 mm). In diesem Fall liegt die Größe der meisten

Körner bei 1 mm oder darüber. Natürlich gibt es auch Körner, deren Korn-
größe noch im Mittelsandbereich liegt. Daher könnte man das Gestein als

Grob- bis Mittel sand stein oder als Grobsandstein mit feinkörnigen Anteilen
bezeichnen. Die Körner sind nicht gerundet oder angerundet und das

Gestein weist eine schlechte Sortierung auf. Daher handelt es sich um ein
unreifes Sediment, das erst einen relativ kurzen Transportweg hinter sich
gebracht hat und somit in der Nähe des zerfallenden Ursprungsgesteins

(evtl. Granite) abgelagert wurde. 1-Cent-Münze als Maßstab
klein, dass eine optische Mineralbestimmung und eine Beschreibung Transportkörper in Strömungsrichtung erfolgt durch Aufgreifen und
der Korn eigenschaften kaum möglich sind. Siltsteine treten häufig in Transport von Sedimentpartikeln auf der strömungszugewandten

Wechsel agerung mit Tonsteinen und Sandsteinen auf. Bei ruhigen Seite (flacher Hang, Luv) und Ablagerung auf der strömungsabge-

Ablagerungsbedingungen bilden sie meist eine laminare Schichtung wandten Seite (steiler Hang, Lee). Dünenförmige Transportkör-
aus. Schrägschichtung kann schon bei geringer Strömung auftreten, per klastischer Sedimente können Schrägschichtungsstrukturen
da die Siltfraktion leicht durch das strömende Medium aufgenom- in der sedimentären Abfolge hinterlassen. Die unterschiedlichen
men und transportiert wird.

Ausprägungen von Schrägschichtungsstrukturen und ihre gene-

Dünen oder Rippel sind sedimentäre Transportkörper, in einem tische Interpretation sind in ▶ Abschn. 2.4 erläutert. Die Bildung gerichtet strömendem Medium wie Wasser oder durch Wind können von Schrägschichtungsgefügen kann jeder gut draußen beobachten
in unterschiedlichen Dimensionen dünenförmige Körper entstehen, (. Abb. 6.55–6.58).

die sich meist in Strömungsrichtung verlagern. Die Bewegung dieser

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.54 a Hämatitführender rot-violett laminierter Siltstein des Perms
bei Laspaúles (Nordspanien). Er wurde als Playasediment im Überflutungs-

. Abb. 6.55a,b Kleine Dünenkörper in verschiedenen Ablagerungsmili-
bereich mäandrierender Flusssysteme abgelagert. Der Siltstein zerfällt an der
eus. Die jeweilige Strömungs richtung ist mit einem Pfeil gekennzeichnet.

19

Oberfläche nach der Lamination. b Detailaufnahme. Die Lamination geht auf
a Irreguläre Dünenformen aus rotem Sand in einem kleinen Bachlauf in

Hellglimmer zurück. In strömendem Wasser verhalten sich größere Hellglim-

Südfrankreich. Die sandigen Dünenkörper überfahren in Strömungsrichtung
merschuppen hydraulisch ähnlich wie die Siltfraktion. Bei abnehmender Strö-
die gröberen Lockersedimente am Boden der Rinne. Deutlich ist die flache

20
mung lagert sich die Siltfraktion jedoch rascher ab, die Glimmerplättchen legen
strömungszugewandte Seite (Luv) und die steile strömungsabgewandte
sich hingegen erst allmählich auf die frische Sedimentoberfläche. Der hohe

Seite (Lee) erkennbar. b Rippelbildung mit nahezu flachen Kämmen im

Glimmeranteil auf einzelnen Sedimentflächen führt dazu, dass sich das Gestein

21

Brandungsbereich am Strand der Adria. Der Pfeil zeigt die Richtung der
entlang dieser Lagen leicht spalten lässt. Zugleich lässt der hohe Glimmeran-
auf den Strand zulaufenden Welle an. Durch den Wellengang und das auf-
teil auf ein kristallines Liefergebiet (metamorphe und plutonische Gesteine)

und ablaufende Wasser entstehen fast symmetrische Rippelquerschnitte
schließen. c Flaserförmige Schrägschichtung in Siltsteinen (Unterdevon) bei

22

(Oszillationsrippel). c Sandrippel in der Küstenwüste in Peru. Auch hier sind

Kreuzberg (Ahrtal, Eifel). Die Schrägschichtung innerhalb dieser Siltsteine ist
die flachen Luv- (heller) und steilen Leehänge (dunkler) der zentimeterhohen
deutlich durch den Wechsel heller quarzreicher und dunklerer leicht tonführen-

Rippel erkenn bar. Zwischen den Rippelkämmen lagert sich feiner, sehr heller

23
der Lagen erkennbar. Nach oben gehen sie in eine laminare Schichtung über.

Sand im Windschatten ab

Diese Siltsteine wurden unter flachmarinen proximalen Bedingungen noch
oberhalb der Schönwetter-Wellenbasis abgelagert. Von links nach rechts haben
sich Rippel überlagert und zeigen zwischen den einzelnen Schrägschichtungs-
sets laminare Schichtung, möglicherweise ein Hinweis auf tidalen Einfluss

6

251

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.56a–c Fossile Oberflächen mit Rippelstrukturen. a Rippel mit
geraden parallelen Rippel kämmen im Unterdevon (Eifel). Die Symmetrie der

Rippel deutet auf Oszillationsrippel hin. b Rippel feld aus dem Karbon (Tar-
ma, Peru) mit leicht gebogenen Kämmen, typisch für Oszillationsrippel im

Strandbereich. c Kleinrippeln mit der Kammhöhe von wenigen Millimetern.

Hier haben sich offen sichtlich zwei Richtungen in seichtem Wasser unmittel-
bar nacheinander gekreuzt (Sandstein, Perm, Lodève-Becken)

. Abb. 6.57a,b Schrägschichtung im Anschnitt. a Trogförmige Schrägschichtung entsteht bei Über lagerung von Dünen mit gebogenen Kämmen. Marnoso-Arenacea-Formation (Miozän) bei Casola Valsenio, Apennin, Italien. b Schrägschichtung im Buntsandstein bei Breuberg (Odenwald, Deutsch land). Deutlich ist die erosive Basis der Schrägschichtungssets erkennbar. Die unteren Schräg schichtungs blätter (ehemals Lagen am Leehang einer Düne) sind an ihrem oberen Rand in einem scharfen Winkel (20–30°) vom darüber folgenden Sedimentköper angeschnitten worden. Auf diese Weise kann man gut die normale Schichtlagerung ablesen

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.58a–c Schrägschichtung im Anschnitt. a Im zentralen Bereich
des Aufschlusses (Höhe ca. 3 m) erkennt man einen großen Schrägschich-

8
tungskörper. Er bildete sich eine fluviale Düne, die im Bild von rechts nach
links wanderte. Darüber folgt ein völlig ungeschichteter Sandkörper, der
auf eine rasche Sedimentation bei starker Strömung hindeutet. Die ganze

9

Abfolge wird durch einen jüngeren Rinneneinschnitt erodiert, deutlich sind
die Gerölle an der Rinnenbasis erkennbar (Haupt terrasse des Rheins bei

Bonn, Deutschland). b Sandige Rinnenfüllung im Buntsandstein bei Stadt-

10
oldendorf, Niedersachsen. Aufgeschlossen ist die Schrägschichtung (Epsi-
lon-Schrägschichtung) am Gleithang der Rinne (rechts vom Rinnenkörper).

Darüber folgt eine Wechselfolge von Tonen und Sanden der Überflutungs-

11
ebene c Metermächtige Schrägschichtungssets des Old-Red-Sandsteins

(Südwestengland) Hierbei handelte es sich um äolische Dünen, die sich un-

12
ter ariden Bedingungen im Devon am Südrand des damaligen Kontinents

Laurussia aus dem Abtrag des kaledonischen Orogens gebildet hatten

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. Abb. 6.59a–c Tonsteine. a Rotvioletter nahezu ungeschichteter Ton-

20
stein des Perms bei Laspaúles (Nordspanien). Dortige hämatitführende

Tonsteine haben sich als Playasedimente unter ariden Bedingungen in
kleinen Seen auf den Überflutungsebenen mäandrierender Flusssysteme

21
gebildet. Deutlich erkennbar ist das scherbige Auseinanderbrechen an der

Oberfläche. Die polygonalen Klasten können flächendeckend auftreten.

b Die deutlich laminierten Tonsteine auf der Halbinsel Paracas (Peru) haben

22
sich im Tertiär küstennah in Lagunen gebildet. Durch Oxidation der in den
einzelnen Lagen unterschiedlichen Eisenanteile wird in den sonst sehr
hellen Gesteinen die Lamination deutlich. c Grauer geschieferter Tonstein

23
des Silurs aus Usbekistan bricht hier deutlich nach der Schieferung. Die
dunkle Farbe ist auf Anteile von organischem Material zurückzuführen. In
homogenen Tonsteinen ist Schieferung häufig schwer von der Schichtung
zu unterscheiden

6

253

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.60a–c Entstehung von Trockenrissen. a Im Zentrum des Tümpels
ist der Feuchtigkeitsgehalt noch hoch, das Netz der Trockenrisse ist noch
weit gespannt. Bei zunehmender Austrocknung verdichtet sich das Tro-
ckenrissmuster vom Rand ins Zentrum. Charakteristisch ist, dass sich sehr
häufig drei Risse in einem Punkt treffen. b, c Durch die Volumenreduktion
knapp unter der Oberfläche beginnen sich feine Lagen konvex nach oben
zu wölben und sich von dem darunter liegenden Ton zu lösen
z Tonsteine
sich das Trockenrissmuster vom Rand ins Zentrum. Charakteris-

Mit ihrer Korngröße < 0,002 mm zeigen Tonsteine (. Abb. 6.59) tisch ist, dass sich sehr häufig drei Risse in einem Punkt treffen. Die keine mit dem Auge erkennbaren Körner und sind meist laminar Austrocknung der oberflächlichen Lagen führt zu deren Volumen-bis ungeschichtet. Die laminare Schichtung ist durch eine leichte reduktion, dadurch beginnen sich feine Lagen konvex nach oben zu

Alternation der Korngrößen bedingt. Tonsteine lagern sich aus der wölben und sich von den darunter liegenden Lagen zu lösen. Milli-

Suspensionsfracht in nahezu strömungsfreien Gewässern ab. Häufig meterdicke gewölbte Tonlagen liegen schließlich völlig frei auf dem
treten Wechsel mit siltigen Lagen auf, die auf leichte Veränderung Untergrund.

der Strömungsbedingungen (höhere Geschwindigkeit) und der Se-

Leicht kann man sich nun vorstellen, wie sie durch Wasser nach
dimentzufuhr hindeuten.

einem Regenereignis oder auf der Überflutungsebene eines Flusssys-

In tonigen wassergesättigten Sedimenten können durch Ver- tems fortgespült werden. Sie werden dann im Wasser rasch zerfallen
dunstung des gebundenen Wasseranteils Trockenrisse entstehen. und in die Suspensionsfracht übergehen, wenn sie nicht unmittelbar

Die Tonminerale reduzieren durch den Wasserverlust ihr Volumen. durch Sedimente überdeckt werden.

Es kommt zu Spannungen in der trocknenden Oberfläche und es

Trockenrisse können bei einem höheren Anteil an Karbonat
bildet sich ein polyederförmiges Netz an Rissen. Die Risse pflan- anstelle von Ton, beispielsweise bei mergeligem Sediment, eine un-
zen sich bei fortschreitender Austrocknung von der Oberfläche in regelmäßige Ausbildung zeigen (. Abb. 6.61).

die Tiefe fort, zumindest innerhalb der tonigen Sedimentlage. Der

Werden in sedimentären Abfolgen Trockenrisse gefunden, so

Tonanteil des Sediments muss dabei über 20 % liegen. In sandigen ist dies ein eindeutiges Indiz dafür, dass diese Sedimente zumindest

Sedimenten können sich aufgrund der fehlenden Kohäsionskräfte zeitweise trocken gefallen sind (. Abb. 6.62).

keine Trockenrisse bilden. Unter echter Kohäsion versteht man die

Haftkräfte, die insbesondere zwischen den Tonmineralen unter Ein- z Kalksteine und Mergel
fluss von Wasser wirken. Auch feuchte Sande zeigen eine höhere Mergel (. Abb. 6.63) entstehen aus der synsedimentären Mischung Kohäsion im Vergleich zu trockenen, daher baut man Sandburgen von Kalkschlamm und klastischem Toneintrag. Sie sehen im Auf-auch besser mit feuchtem Sand. Diese werden durch Kapil arkräfte schluss häufig ähnlich wie Tonsteine aus, nur dass sie beim HCl-Test
zusammengehalten, man bezeichnet dies auch als scheinbare Kohäs- aufschäumen. Mergel treten oft als Übergangsfazies in Wechsel age-
ion. Die Entstehung von Trockenrissen kann jeder selbst leicht beob- rungen von Tonsteinen und Kalken auf.

achten (. Abb. 6.60). Trocknet ein Tümpel aus, ist im Zentrum der

Kalksteine bestehen im Wesentlichen aus Calcit, der sich meist

Feuchtigkeitsgehalt zunächst noch hoch, das Netz der Trockenrisse biogen gebildet hat. Die vielseitigen Erscheinungsformen und die
ist noch weit gespannt. Bei zunehmender Austrocknung verdichtet Klassifikation der Kalksteine sind in ▶ Abschn. 2.4 im Detail erläu-

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.61a,b Trockenrisse können bei einem höheren Anteil an Karbonat anstelle von Ton eine un regelmäßige Ausbildung zeigen. a Rezente Trockenrissbildung bei einem mergeligen Ton. Der Verlauf der Risse ist unregelmäßig. b Karbonatische Lagen in den Playasedimenten der permischen Abfolge des Lodève-Beckens (Südfrankreich). Auch hier ist der unregelmäßige Verlauf der Trocken risse in der helleren karbonatischen Lage erkennbar

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. Abb. 6.62 a Fossile Trockenrisspolyeder auf der Schichtunterseite lagunärer unterdevonischer Sedimente bei Tarma (Peru). b Aufsicht auf eine Schicht-oberseite mit Trockenrissbildung in der permischen Abfolge bei Noales (Nordspanien). Deutlich ist noch die randliche Aufwölbung der tonigen Sedimente 21
erkennbar. c Schichtunterseite im Mittleren Buntsandstein bei Breuberg (Ausschnitt 50 cm breit). Die noch polygonalen und teilweise angerundeten Umrisse der flachen Tonklasten zeigen einen sehr kurzen Transportweg vom Ort der Trockenrissbildung auf einer Überflutungsebene an

22
tert. Kalke verwittern oberflächlich leicht und dadurch wechselt das

Stylolithische Lösungserscheinungen (. Abb. 6.65) entste-

Erscheinungsbild im Gelände. Daher sol ten Kalksteine immer frisch hen diagenetisch im überdeckten Kalkstein durch Drucklösung
aufgeschlagen werden, um eine Gesteinsbestimmung durchzufüh- an Schichtfugen. Dabei verzahnt sich an der ursprünglich glatten

23
ren.

Schichtgrenze das hangende mit dem liegenden Schichtpaket. Lö-

Im Gelände lassen sich verschiedene mikritische Kalke makro- sungsrückstände zeichnen die nun gezackte Grenze der Schichten
skopisch häufig gut durch ihre Färbung und durch mögliche Fossil- nach. Gelangen Kalksteine in einem tieferen Meeresbecken nahe an
führung unterscheiden (. Abb. 6.64).

die Karbonatkompensationstiefe (CCD – Carbonate Compensation

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.63 a Heller fein laminierter Mergel der Nisportino-Formation

(Ostelba). Die Lamination entsteht durch minimale Wechsel in der Zufuhr
von Ton in den flachmarinen Ablagerungsbereich von Karbo naten. b Heller
grauer Mergel des Lias (Lodève-Becken, Südfrankreich). Das homogene

Gestein zerfällt scherbig in polygonale Klasten. c Mergelig-kalkige Wech-
selfolge im Jura der Südpyrenäen. Einzelne mergelige Kalkbänke liegen in

Wechsellagerung mit laminierten dunklen Mergeln bzw. tonigen Mergeln.

Die Kalkbänke entstanden durch Karbonatturbidite in einem marinen

Becken mit vorherrschender toniger Sedimentation

. Abb. 6.64a,b Mikritische Kalksteine ( lime mudstones). a Ein heller mikritischer Kalkstein (Calpionellen-Kalk, Elba). Der frische Anschlag zeigt den charakteristischen unregelmäßigen Bruch des hellen Kalkes. b Oberflächlich zeigt dieser mikritische Kalkstein eine ähnliche Farbe wie oben, jedoch ist diese Färbung nur oberflächlich, tatsächlich ist der Kalk aufgrund seines höheren organischen Anteils sehr dunkel

Depth), kommt es ebenfal s zu Lösungsvorgängen (. Abb. 6.66). Die gegen wird die Reaktion in Richtung der Kalziumkarbonatausfäl ung CCD ist eine Tiefengrenze in den Ozeanen unterhalb der Kalzium- gehen. Die CCD liegt daher bei kälterem Wasser höher als bei wär-karbonat in Form von Calcit oder Aragonit vol ständig in Lösung merem Wasser. Daher kann sie in den Polarregionen nur wenige
geht. Die genaue Tiefe der CCD hängt von Temperatur, Druck und hundert Meter unter der Meeresoberfläche und in niedrigeren Brei-
dem CO -Partialdruck in der Tiefe ab.

ten meist zwischen 3700 und 5000 m liegen.

2

Sinterkalke (. Abb. 6.67) sind Süßwasserkalke, die an Quel -
austritten von Wasser entstehen, das mit gelöstem Calciumcarbo-

CaCO3 C CO2 C H2O , Ca2C C 2HCO

3
nat angereichert ist. Eine erhöhte CO -Konzentration, die meist auf

2
vulkanische Aktivität oder Magmenentgasung entlang von Wegsam-

Die Reaktionsgleichung zeigt, dass bei höheren CO -Partialdrücken keiten in der Kruste zurückzuführen ist, führt dazu, dass Minerale

2

Kalziumkarbonat in Lösung geht, bei steigenden Temperaturen hin- im Untergrund verstärkt in Lösung gehen. Gelangt dieses Wasser

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.65 a Hellbraune Stylolithen in Millimetergröße sind hier im dunklen mikritischen Kalkstein des Muschelkalkes (Pont de Suert, Nordspanien) zu erkennen. Deutlich ist der gezackte Verlauf zu erkennen. b Gröbere Stylolithe in Dezimetergröße im mikritischen Palombini-Kalk (Elba, Italien). Die Schichtfuge 8
mit den Lösungsrückständen ist herausgewittert

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. Abb. 6.66a,b Lösungsvorgänge können auch frühdiagenetisch erfolgen, wie hier beim Griotte-Kalk stein (Südfrankreich). Ursprünglich lag eine Wech-15
sellagerung von mikritischen Kalksteinen und Ton steinen vor, die ursprüngliche Schichtung (auf dem Bild horizontal) ist kaum noch zu erkennen (a und b).

Möglicherweise gelangten die mikritischen Kalke als Kalkturbidite in einem tieferen marinen Becken in den Bereich der CCD. Die dort einsetzende Lösung der Kalke führte zur Zerstörung des ursprünglichen Gefüges. Die rötlichen Tone füllten die Lösungshohlräume in den Kalklagen und es entstand das charakteristi-16
sche Gefüge dieser Lösungsbrekzie.

17
an die Oberfläche, so ist dies mit einer Druckentlastung verbunden. Im Sediment wird fein verteiltes SiO bei hohem pH-Wert (beson-

2

Das CO kann nun entweichen – wie beim Öffnen einer Mineral- ders ab pH 9) gelöst und als Kieselsäure mobilisiert. Es scheidet sich

2
wasserflasche – und Kalk wird ausgefäl t. Die Kalkausscheidungen in Zonen mit höherem organischem Anteil und niedrigerem pH-

18
können ausgehend von der Quelle die Geländeoberfläche bedecken Wert wieder aus
und Sinterterrassen ausbilden. Dabei schließen sie Pflanzen und an-

19
deres organisches Material ein, wodurch das charakteristische poröse

SiO2 C 2H2O , H4SiO4

Gefüge mancher Sinterkalke (z. B. Travertin) entsteht.

In Kalksteinen können sich SiO -reiche Konkretionen ( siliceous Radiolarite sind Tiefseesedimente, die sich unterhalb der Cal-

2

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concretions) bilden (. Abb. 6.68). Die Mobilisation und Ausschei- cit-Kompensationstiefe (CCD) durch Ablagerung SiO -reicher Reste 2
dung von SiO erfolgt in Kalken meist ausgehend von Resten von Organismen wie Radiolarien bilden (. Abb. 6.69).

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SiO -reicher Organismen, wie Kieselschwämmen oder Radiolarien.

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.67 a Travertinrücken in der südlichen Toskana (Italien). Entlang einer Kluft treten kalkreiche Lösungen an die Oberfläche, die dort den Sinterrücken ausbilden. Einzelne lokale Austrittsöffnungen auf dem Rücken bilden kleine vulkankegelartige Erhebungen aus. b Ein Querschnitt durch den Rücken zeigt deutlich den lagigen Aufbau, der von der zentralen Kluft nach außen hin abfällt. c Durch Aus fällung der Kalke bilden sich in Bachläufen kleine Sinterterrassen, die die umgebende Vegetation mit Krusten umschließen. d In Höhlen handelt es sich meist um Sickerwasser, das zur Kalkausscheidung führt. Von stalak-titischen Gardinen an der Decke tropft das Wasser nach unten und bildet am Boden Stalagmiten (Grotta del Vento, Alpi Apuane, Italien). e Sinterterrassen unterhalb von aus Kalkstein austretenden Thermalquellen bilden einen Steilhang bei Huancavelica, Peru. f Travertinsteinbruch (südliche Toskana, Italien). An der gesägten Abbauwand sind deutlich die lagigen Sinterkalkablagerungen erkennbar

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. Abb. 6.68a,b SiO -reiche Konkretionen in Kalksteinen. a In diesem jurassischen Kalkstein bleiben die SiO -reichen Konkretionen bei der Verwitterung 2

2
bevorzugt stehen. b Verkieselte Crinoidenstielglieder aus dem Jura in Südfrankreich (Lodève-Becken). Das Calciumkarbonat der Stielglieder ist hier fast voll-13
ständig durch SiO ersetzt worden, dadurch präpariert die Verwitterung die Fossilien aus dem Kalk heraus

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.69a,b Radiolarite. a Eine typische Wechselfolge in Radiolariten: Die hellen Lagen sind fast reines SiO in den dunkelvioletten Lagen ist der Anteil an 2,

Tonen der Hintergrundsedimentation höher. Offensichtlich erfolgte die Ablagerung der Radiolarienlagen zyklisch (Diaspri-Formation in Ligurien, Italien), b Kie-selgellinsen aus nahezu reinem SiO innerhalb von Radiolaritablagerungen weisen auf eine schichtinterne Mobilisation und Anreicherung von SiO hin 2

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.70a,b Erosionsfurchen können in unterschiedlichen Dimensionen und Gesteinen vorkommen. a In Kalken können bei zunehmender Lösung entlang von Klüften (chemische Verwitterung) tiefe Furchen entstehen, sogenannte Schlotten oder Schratten. (Schrattenkalk, Bizau, Vorarlberg, Öster reich), b In 12
wenig verfestigten Gesteinen wird in Rinnen Material weggespült (physikalische Erosion). Da sich die Erosionsrinnen nicht stark versteilen können, schneiden sich die zerfurchten Täler rück schreitend immer weiter in den Hang. Es entstehen Badlands als Landschaftsform. Calanchi im Pliozän, Valle del Senio, Italien 13

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. Abb. 6.71 a Rillenkarren in Gips (Huancavelica, Peru), b Rillenkarren in Kalkstein (Laspaúles, Nord spanien). Hier sind auch Firstrillenkarren ausgebildet, bei denen die Rillen von einer Kammlinie ausgehen

20
z Verwitterungsformen
löst. Dadurch entstehen charakteristische zerfurchte Erosionsfor-

Im Gelände finden sich sehr unterschiedliche Verwitterungsformen, men, die Rillenkarren (

21

. Abb. 6.71). Tiefere Rillen entstehen entlang
die auf physikalische und chemische Verwitterung der Gesteine zu- von Klüften (. Abb. 6.72). Dolinen sind Einsturztrichter, die über rückzuführen sind (. Abb. 6.70). Häufig sind Verwitterungsformen Höhlen in gut löslichen Gesteinen entstehen können (. Abb. 6.73).

22
charakteristisch für bestimmte Gesteinsarten. Daher sollen die Bil-

Zellenkalke oder -dolomite stammen aus evaporitischen Ab-
der im folgenden Abschnitt eine kleine Übersicht über besonders lagerungsräumen. Spät- bis postdiagenetisch wurden Evaporitein-
charakteristische Ausprägungen geben, die bei Geländeaufnahmen schlüsse (Salz, Gips) aus dem Gestein gelöst, was kleine Hohlräume

23
oder auch einfach bei Wanderungen durch die Natur angetroffen zurückließ (. Abb. 6.74).

werden können.

Wabenverwitterung (. Abb. 6.75) entsteht durch Lösung und

Gut lösliche Gesteine wie Gips oder Kalkstein werden bei Nie- Ausscheidung von Zement. In klastischen Gesteinen, deren Körner
derschlag entlang der Ablaufrinnen des Regenwassers verstärkt ge- durch einen Zement verbunden sind (z. B. Calcit oder auch SiO ),

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.72 a Schrattenbildung an der Schichtoberfläche, deutlich erkennt man die steilen Lösungs karren, die sich meist entlang von Kluftsystemen bilden (Roque-Kalkstein, Laspaúles, Spanien). b Mikritische Kalke des Palombini-Kalksteins (Ligurien, Italien) gehen an der Oberkante in eine ver kieselte Lage über. Es entstehen pilzartige Strukturen, bei denen die obere lösungsresistente und harte Lage die darunterliegenden Kalksteinsäulen vor der Erosion schützt

. Abb. 6.73 a Dolinen sind Einsturztrichter, die über Höhlen in gut löslichen Gesteinen entstehen können. Kommt ein Hohlraum im Untergrund zum Einsturz, bildet sich an der Oberfläche eine trichter artige Vertiefung. Das Auftreten von Dolinen ist ein charakteristisches Merkmal für Verkarstung von Kalksteinen, kann aber auch auf Lösung von Evaporiten zurückzuführen sein. b Eine Karstschlotte im Querschnitt. Sie haben sich in der dolomitischen Abfolge des Zechsteins gebildet und wurden durch die rotbraunen Sedimente des unteren Buntsandsteins aufgefüllt (Spessart)

. Abb. 6.74a,b Zellenkalke oder -dolomite entstehen durch die spät- bis postdiagenetische Lösung von Evaporiteinschlüssen (Salz, Gips). Die polygonalen Zellen sind ein guter Indikator für evaporitische Ablagerungsbedingungen. a Calcareo Cavernoso, Elba, Italien, b Muschelkalk, Norddeutschland

262

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1
wird das Bindemittel durch Sickerwasser gelöst und mobilisiert.

Häufig sind die Wegsamkeiten des Wassers im Gestein durch Mikro-
klüfte vorgegeben. Beim Verdunsten der Lösungen nahe der Gestein-

2
soberfläche wird das gelöste Bindemittel entlang der Wegsamkeiten
wieder ausgeschieden und verfestigt das Gestein in diesen Bereichen.

3

Zugleich verliert das Gestein in den Zonen, in denen das Binde-
mittel herausgelöst wurde, an Festigkeit und kann so durch Wind
und Wasser leichter abgetragen werden. Zurück bleiben wabenartige

4

Zel wände der verfestigten Bereiche. Auch Lösungen, die von außen
durch Kluftsysteme in das Gestein eindrangen und dort SiO , Calcit

2
oder Erzminerale ausfäl ten, können zur Bildung entsprechender

5

Verwitterungserscheinungen führen.

6
z Verwitterung in ariden Gebieten

In Wüsten führen häufig starke Temperaturschwankungen zwi-
schen Tag und Nacht dazu, dass Gesteine zerfallen (. Abb. 6.76).

7

Sehr effektiv ist auch die Erosion durch Wind (Deflation). Der ver-
wehte Sand greift Gesteine an, das feine Material wird vom Wind
abtransportiert. Auf dem Wüstenboden kann sich durch Ausbla-

8
sen von Sand ein Steinpflaster bilden, solche Steinwüsten werden
nach dem Arabischen als Hamada bezeichnet (. Abb. 6.77). Durch

9

Windschliff entstehen die sogenannten Windkanter (. Abb. 6.78),
an denen sich die vorherrschende Windrichtung ablesen lässt. De-
flation kann auch zu einer Sortierung von groben und feinen Par-

10
tikeln führen (. Abb. 6.79). Der Sand kann sich zu Dünen ansam-
meln (. Abb. 6.80) und so zur Entstehung einer Sandwüste (Erg)

11
beitragen.

Bei Caliche handelt es sich um Kalkkonkretionen in Böden ari-
der Gebiete (. Abb. 6.81).

12
z Evaporitbildung – wenn Salze aus Lösungen
ausgeschieden werden

13

Durch eine verstärkte Verdunstung können aus gesättigten Lö-
sungen Salze, Karbonate und Sulfate ausgeschieden werden

14

(. Abb. 6.82 und 6.83). Dies erfolgt gut beobachtbar in kleinen Meer-
wasserpfützen an den Küsten, aber vor allem in küstennahen Lagu-
nen sowie in marinen Becken oder in terrestrischen Salzseen arider

15

Gebiete. Die Salzausscheidung erfolgt dabei nahe der Wasseroberflä-
che, die gebildeten Evaporitkristalle können dann in tieferen Gewäs-

16
sern auf den Boden sinken oder auch gravitativ umgelagert werden.

Unter ariden Bedingungen können sich in der Nähe der Meeres-
küste oder in der Umgebung von Salzseen an der Oberfläche Salz-

17
krusten (. Abb. 6.84) ausbilden. Durch das Salz, das als Aerosol auf
die Oberfläche niedergeht, wird eine millimeter- bis zentimeterdicke

Lage des Sedimentes durch Zementation verfestigt. Diese schützt das

18
darunterliegende Lockersediment vor der Erosion. Es können poly-
gonartige Risse entstehen, die durch das Aufwölben der Salzkruste

19
bei Ausdehnung durch Erwärmung der zementierten Sedimentkör-
ner entsteht.

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22

. Abb. 6.75a–c Verschiedene Arten von Wabenverwitterung. a Wabenverwit-
terung in gut sortiertem Quarzsandstein mit calcitischem Zement. b Schwach
metamorpher Sandstein (Quarzit) mit Waben verwitterung durch Mobilisation

23
und Ausscheidung von SiO . c Zellenartige Verwitterungs erscheinungen in

2
einem Metavulkanit (Ortano-Formation auf Elba, Italien). Durch sekundäre
eisen reiche Vererzungen entlang der Klüfte ist das Gestein um diese verfestigt.

Im Brandungsbereich werden diese verfestigten Kluftzonen herauspräpariert

6

263

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.76a–c Verwitterung und gravitativer Transport in ariden Gebie-
ten. a Laminierte Siltsteine zer fallen unter ariden Bedingungen durch Tem-
peraturschwankungen entlang der feinkörnigen Lagen. Paracas-Formation

(Tertiär), Peru. b Ein Rhyolithgang in tertiären Sedimenten formt als Härtling
eine Kuppe. Die durch Temperaturschwankungen zerfallenen Bruchstücke
streuen den Hang hinunter. Deutlich sind oben gröbere Klasten und zum

Fuß des Hanges kleinere Klasten erkennbar. Paracas, Peru. c Gesteinsbruch-
stücke hinterlassen beim Hinunterrollen charakteristische Spuren im fein-
körnigen Lockersediment (Rollspuren)

. Abb. 6.77 Eine Hamada (Steinwüste) bildet sich durch Windabtragung

(Deflation) in ariden Zonen. Vom Wind verwehter Sand greift zerbrochenes

Gesteinsmaterial an und zerkleinert es weiter. Das feinere Material (Sand, Silt
und Ton) wird abtransportiert

. Abb. 6.78 a Windkanter zeigen die vorherrschende Windrichtung an. Ihre

Form erhalten sie durch den äolisch transportierten Sand, der sie ähnlich
wie beim Sandstrahlen abschleift. Links Quarzit, mitte und rechts Rhyolith.

b Auf den Flächen dieser aus einem hydrothermalen Gang herausgewitterten

Quarze sind deutlich die pockenartigen Einschläge größerer Körner und die
charakteristische matte Ober fläche erkennbar

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.79 a Die Sortierung von Sedimentkörnern am Wüstenboden erfolgt durch den Wind. Die feine Kornfraktion wird in Windrichtung (Pfeil) ausgebla-sen. Durch diesen Prozess der Deflation bilden sich flache Dünen aus den gröberen Residualkörnern. Zwischen den Dünenkämmen lagert sich im Windschat-8
ten lagenweise feinkörniger Sand ab. b Detail

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. Abb. 6.80 Auf der Paracas-Halbinsel (Peru) ist die beginnende Bildung
einer Sandwüste (Erg) zu beobachten. Ausgehend von den Härtlingsrücken
vulkanischer Gänge bilden sich aus dem feinen Material in den Vertiefungen

14

Sanddünen

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. Abb. 6.81a–c Caliche-Bildungen in tonigen Böden unter ariden Bedingungen. Sie sind charakteristisch für Playasedimente oder in Ablagerungen auf Überflutungsebenen in ariden Gebieten. Wasser löst im Untergrund Karbonate und steigt wegen der starken Verdunstung an der Oberfläche an kapillaren Klüften nach oben. Durch die Verdunstung des Wassers nahe der Oberfläche wird Kalk aus den Lösungen ausgeschieden. Es können zunächst kalkige netzartige Klüft-22
füllungen entstehen (a), aber auch knollige Konkretionen (b) oder Konkretionen an Wurzelfäden, die als Hohlraum in den Konkretionen erhalten bleiben (c).

Durch Wachstum der Konkretionen können sich im Boden feste Krusten bilden, sie zeigen in ariden Gebieten die Grenze zwischen feuchtem und trockenem 23

Boden an. Permotrias in Nordspanien

6

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.82 a Salze (überwiegend Halit, NaCl) scheiden sich aus dem Meerwasser in kleinen Lachen auf den Felsen im Brandungsbereich aus. Deutlich sind die Salzkristalle am Rand des Wasserspiegels und die nebulöse Ausfällung im Zentrum der kleinen Pfütze zu erkennen (Bildbreite 20 cm). b Salz seen können unter ariden Bedingungen im kontinentalen Bereich entstehen. Der Salzsee Laguna de Pito südöstlich von Zaragoza bildet sich, indem tertiäre Evaporitserien der Umgebung gelöst und hier insbesondere in den Sommermonaten wieder ausgeschieden werden und eine begehbare Salzkruste bilden

. Abb. 6.83 a Salze sind wegen ihrer sehr guten Löslichkeit
an der Oberfläche nur selten anzutreffen. Nur in trockenen

Regionen bleiben Salzformationen, wie dieser Salzdiapir
in Cardona (Nordost spanien), direkt an der Oberfläche
erhalten. b Keuper-Gips in den Südpyrenäen. Die tektonisch
deformierten Evaporite werden durch Bäche angeschnitten
und zerfallen rasch an der Oberfläche. Die unterschiedliche

Färbung geht auf den Tonanteil zurück. c Der Gerbirgszug
der Catena dell Gesso im Nordappenin besteht aus Gipsab-
folgen des Messiniums, im Vordergrund stehen die liegenden
weichen Abfolgen der oberen Marnoso Arenacea Formation

(Tortonium-Messinium) und über der Gipsabfolge folgen die
mergeligen Tone der Argille Azurre (Pliozän). Zwischen den
weichen Abfolgen im Liegenden und Hangenden wird der

Gips als Gebirgszug herauspräpariert

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.84 a Salzkruste mit polygonartigen Rissen (Paracas, Peru). b Detail

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. Abb. 6.85 Charakteristische durch Verwitterung erweiterte Klüfte in
einem Granit (Usbekistan). Durch konzentrische Klüfte im Randbereich des

14

. Abb. 6.86 Durch Exfoliation abgelöste schalenartige Lagen im Capan-

Plutons entstehen schalenartige Blöcke
ne-Granodiorit auf Elba (Italien). Durch Druckentlastung des plutonischen

Körpers während der Erosion entstehen von außen nach innen konzentrische

15

Kluftsysteme, die dann unterstützt durch die Insolation zum Zerbrechen des

Gesteins in flache Blöcke führt. Insbesondere in homogenen Plutoniten kann
diese Art der Verwitterung beobachtet werden

16

6.5.2 Magmatische Gesteine

17
an der Erdoberfläche

18

Plutonite entstehen aus Schmelzen, es handelt sich meist um relativ
homogene Gesteinskörper. Bei der Verwitterung dieser Gesteine an

19
der Oberfläche bilden sich sehr charakteristische Landschaften, die
schon von Weitem Rückschlüsse auf deren Genese zulassen. Durch

Druckentlastung entstehen im Randbereich des Granits konzentri-

20

. Abb. 6.87 Bildung sogenannter Tafoni im Capanne-Granodiorit auf Elba
sche Klüfte, an denen sich später schalenartige Lagen ablösen (Ex-

(Italien). In plutonischen Gesteinen können sich durch Ausscheidung von
foliation, . Abb. 6.85 und 6.86). Die Verwitterung ist meist über den

Eisen- und Manganoxiden dünne Krusten an Gesteinsoberflächen bilden.

Lösungstransport entlang dieser Klüfte aktiv. Durch die Sonnen-

21

Feuchtigkeit im Gestein scheidet durch Verdunstungsprozesse an der Ober-
einstrahlung (Insolation) werden Gesteinskörper oberflächennah
fläche die Lösungsfracht aus und es bilden sich mit der Zeit schalenartige
stärker aufgeheizt als weiter innen. Dieser Effekt und die unter-

22

Lagen, in den denen das Gestein verfestigt ist. Insbesondere durch die che-
schiedliche Ausdehnung von Mineralen verursachen bei ständiger
mische Verwitterung der Feldspäte kann das plutonische Gestein unterhalb

Aufheizung und Abkühlung zu Spannungen im Gestein, die zu Auf-
dieser Krusten bereits verwittern. Brechen diese Krusten durch z. B. Insolation
spaltung des Gesteinsverbandes führen können.

23
auf, dann wird der innere Bereich rasch durch Wind und Regen abgetragen

Eine weitere typische Verwitterungsform von Granit sind grot-
und es entstehen diese charakteristischen Hohlräume
tenähnliche Hohlräume, sogenannte Tafoni (. Abb. 6.87 und 6.88).

Eine Ausscheidung dünner Krusten von Eisen- und Manganoxi-

6

267

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.88 In exponierten Lagen können die bereits durch Tafoni-Bildung
gezeichneten Plutonite durch Wind und Sand zu markanten Skulpturen ge-
schliffen werden (Granit nordöstlich von Samarkand, Usbekistan). Die Granite

. Abb. 6.89 Diagonales Kluftmuster im Capanne-Granodiorit auf Elba
zerfallen zu Sand, der bei starkem Wind aufgenommen wird und exponierte

(Italien). Das durch die Brandung eindringende Salzwasser löst das Gestein

Felsen ähnlich dem Sandstrahlverfahren angreift (Korrasion)

verstärkt an den Klüften (Salzsprengung und Feldspat verwitterung). Auf die-
se Weise bilden sich Furchen, die schließlich zum Zerfall des Gesteins führen

. Abb. 6.91 Wollsackverwitterung und Zerfall zum Blockmeer (Monte Ca-
panne, Elba, Italien). Im linken Bereich ist der Granit noch intakt, deutlich sind

. Abb. 6.90 Bei fortschreitender Silikatverwitterung entlang der Klüfte zer-
die nahezu orthogonal zueinanderstehenden Kluft flächen erkennbar, die zur
fällt das Gestein entlang der Klüfte – es „vergrust“. Für den Stofftransport und
charakteristischen Wollsackverwitterung führen. Im rechten Bereich hin gegen
die Umwandlung des Gesteins an den Kluftflächen können sowohl meteori-
zerfällt der Granit bereits in Blöcke, die der Schwerkraft folgend herunterfallen
sches Wasser aus Niederschlägen wie auch hydrothermales Wasser verant-
oder -rollen und somit ein Haufwerk aus ungeregelten Blöcken bilden
wortlich sein. Diese Art der chemischen Verwitterung wird unter warm-humi-
den Klima bedingungen begünstigt. Übrig bleiben an den Kanten gerundete

Blöcke. Diese charakteristische Verwitterungsform wird unter dem Begriff der

Wollsackverwitterung zusammengefasst (Felsenmeer im Odenwald)

den durch Verdunstung an der Oberfläche schützt diese vor Ver-
witterung, während im Inneren die Verwitterung der Feldspäte
fortschreitet. Bricht die Kruste auf, wird der innere Bereich schnell
abgetragen.

Wasser dringt in die Klüfte des Gesteins ein und greift dort ins-
besondere die Feldspäte an. Der Gesteinsverband wird dabei locker,
der Granit „vergrust“. Die noch intakten Kernsteine zwischen den

Klüften zeigen die sogenannte Wol sackverwitterung. Schließlich
zerfäl t das Gestein zu einzelnen Blöcken (. Abb. 6.89–6.92). Jün-
gere Sedimente können die an der Oberfläche freigelegten, Intru-
sionen im Laufe der Zeit wieder überdecken (. Abb. 6.93). Pluto-
nische Gesteine können lokale Inhomogenitäten aufweisen, die auf
unterschiedliche Schmelzen oder auf Aufnahme und Aufschmelzung
von Nebengestein (Assimilation) zurückzuführen sind (. Abb. 6.94).

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.92 a Angewitterter Granit (Elba) die großen weißen Ortoklase und die beigen Quarze werden im Gestein durch Verwitterung und Erosion der feinkörnigen Kristalle freigelegt. b Vergruster Biotit-Granit (Monte Giove, Elba). Im oberen Teil des Bildes ist der Granit mit noch intaktem Gefüge zu sehen. Durch 15

Verwitterung der Kalifeldspäte (Kaolinitisierung) erfolgte eine Umwandlung in Ton minerale (Kaolinit, Montmorillonit). Die größeren Kalifeldspäte sind nur randlich angegriffen und fallen als große Kristalle aus dem Gesteinsgefüge. Der Grus besteht aus Quarz, Biotit, Feldspäten und Ton mineralen. c Umgelagerter Granitgrus in der Nähe. Deutlich stechen die großen Kalifeldspäte hervor. Ein daraus gebildetes verfestigtes unreifes Sediment würde demnach als Arkose 16
bezeichnet. d Ein grober schlecht sortierter Sandstein der Marina-de-Campo-Formation (Elba). Die weißen eckigen Körner fallen direkt auf, hierbei handelt es sich um Feldspäte. Der größte Anteil besteht aus leicht an gerundeten Quarzkörnern in einer kalkigen feinkörnigen Matrix. Dieses unreife Sediment könnte nach kurzer Transportstrecke durchaus aus einem Gesteinsgrus in einem marinen Becken entstanden sein

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.93 Rotliegend-Sedimente liegen auf dem variszischen Granit von Dieburg (Spessart). Die im Karbon eingedrungenen Granite lagen im Perm durch Hebung und Erosion bereits an der Erd ober fläche und bildeten dort ein deutlich erkennbares Relief. Die Sedimente des Rotliegend bedeckten die ehemalige Geländeoberfläche und glichen das Relief allmählich aus

. Abb. 6.94 Dunkle amphibolitische Linse im Diorit (Dörrmorsbach,

Spessart). Nicht selten treten in plutonischen Gesteinen linsenartige Körper
auf, die sich im Mineralbestand vom eigentlichen Gesteins körper unterschei-
den. Diese Linsen können durch die nicht vollkommene Mischung zweier

Schmelzen oder durch die Aufschmelzung von Nebengestein entstanden
sein. Eine genaue Klärung ist nur durch geochemische und petrographische

Untersuchungen möglich

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.95 a Vertikaler basaltischer Gang in den Tuffen des pleistozänen Herchenbergs (Brohltal, Eifel). Nach dem Auswurf der mächtigen pyroklastischen Abfolge, die den Vulkanbau bildet, drangen vom Förderschlot basische Schmelzen vom Hauptschlot radialsymmetrisch in Risse des Vulkanbaus ein.

10
b, c Eozäner basaltischer Gang im Granodiorit von Dieburg (Odenwald). Die Basalte drangen in den variszischen Granodiorit an Dehnungsfugen ein, die beim beginnenden Einbruch des Ober rhein tals entstanden. Deutlich erkennbar ist die Kontaktzone, der Basalt ist dort am Kontakt zum Neben gestein rascher abgekühlt. Dies führte am Rand der Intrusion zur Erhöhung der Viskosität. Durch Fließ bewegungen im Kern des Ganges zerscherte der abgekühlte Basalt in der 11

Randzone. Im Inneren des Ganges liegt das Gestein hingegen mit intaktem Gefüge vor

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. Abb. 6.96 a Herausgewitterter basischer Schlot auf der Hochebene in Peru (Huancavelica). Der im Tertiär in Tuffe eingedrungene Schlot ist aus den umgebenden weicheren Tuffen freigelegt worden. Die Schuttfächer am Fuß des Schlotes zeigen seinen Zerfall an der Oberfläche an. b Im Vordergrund verläuft ein vertikaler basischer Gang (Tertiär) durch die permischen Rotsedimente des Lodève-Beckens. Dieser Gang wittert als „Mauer“ aus den weicheren Sedimenten 19
heraus. Im Hintergrund der herausgewitterte Schlot, von dem dieser Gang ausgeht

20
z Magmatische Gänge und Schlote
temperierten Schmelzen (bis 1300 °C) auch nahe der Erdoberfläche

Oberflächennah steigen Schmelzen und mineralisierte Fluide noch geringviskos sind. Pegmatit- und Aplitgänge sind hingegen
häufig an den durch Kluftsysteme vorgezeichneten Wegsamkei- meist in Verbindung mit plutonischen Intrusionen vorzufinden

21
ten auf oder erweitern diese durch den eigenen Aufstieg. Dabei und zeigen bereits eine tiefgründige Erosion an. Die intrudier-
können Gangbrekzien entstehen (. Abb. 6.99). Besonders häufig ten Gänge sind immer jünger als das umgebende Nebengestein 22
in oberflächennahen Gesteinen sind basische Gänge, da die hoch- (. Abb. 6.95–6.99).

23

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.97 Hellroter pegmatitischer Gang im Gabbro von Niederbeerbach

(Odenwald, Deutschland). Der steilstehende Gang wurde im oberen Bereich
nach links zerschert. Der Gang umschließt im unteren Bereich linsenartige

Schollen des Gabbros

. Abb. 6.98 Dunkle porphyrische Gänge in der känozoischen Sedimentabfolge auf der Halbinsel Paracas, Peru. Sie vereinen sich links oben zu einem größeren Magmenkörper

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.99 a Weißer aplitischer Gang in den Gneisen der paläozoischen Porto-Azzurro-Einheit auf Elba. Auffallend sind die scharfen Kontakte des Aplits, der 13
aus Quarz und Kalifeldspat besteht, mit dem Nebengestein. Der Aplit zeigt im Kontaktbereich kleinere Kristalle, im Kern können etwas größere Kristalle auftreten. b Von oben zeigt derselbe aplitische Gang einen tektonischen Versatz um etwa 30 cm. Die bruchhafte Zerscherung fand statt, als der Aplitgang bereits auskristallisiert war. c Kontakt bereich einer aplitischen granitoiden Intrusion in einem Granit. Der Kontaktsaum des aplitischen Ganges ist sehr fein kristallisiert 14

(Capanne Granit, Elba). d Quarz-Gang in Porphyren der peruanischen Küste bei León Dormido. Bei der Intrusion ist das Nebengestein zerbrochen worden und liegt nun umschlossen durch die Schmelze als Gangbrekzie vor

15
z Lavaströme und Pyroklastika

Xenolithe (. Abb. 6.105–6.107) sind Fremdgesteine, die bei einer

Basische Laven treten an der Oberfläche am häufigsten aus und vulkanischen Eruption mit an die Oberfläche gefördert werden. Sie

16
können in Abhängigkeit ihrer Temperatur, ihrem Gasgehalt und können viel über den tieferen Untergrund aussagen, der vielleicht
der Austrittsbedingungen unterschiedlich ausgebildet sein. Regional sonst nicht unmittelbar aufgeschlossen ist.

können ryholithische, latitische oder andesitische Laven und Ignim-

Das Auswurfmaterial bei explosiven Eruptionen (. Abb. 6.108–

17
brite verstärkt auftreten. Hier sollen die vulkanischen Erscheinun- 6.114) wird als Pyroklastika bezeichnet. Nach der Korngröße wer-gen, die aufgrund von Verwitterung und Erosion häufig unscheinbar den Asche (< 2 mm), Lapilli (2–64 mm) und Bomben (> 64 mm)

im Gelände vorkommen, an einigen Beispielen beschrieben werden. unterschieden. Lava kann in Fontänen oder als Lavafetzen aus

18

Die bei der Abkühlung und Erstarrung von Schmelzen an der dem Schlot befördert werden, im Kraterrandbereich bilden sich

Oberfläche entstehenden Säulen (. Abb. 6.100–6.102) sind auf die Schlacken. Der Gasgehalt saurer Magmen ist oft so hoch, dass sie 19
damit verbundene Volumenreduktion des Lavakörpers zurückzu- aufschäumen (Bims) und bei einer sehr explosiven Eruption zu
führen. Ausgehend von den Abkühlungsflächen bilden sich senk- feinem Material (Asche) fragmentiert werden. Die Ablagerungen
recht dazu die polygonalen Kluftmuster.

können durch Auskristallisieren des Glasanteils verfestigen (Tuff).

20

Subaquatisch ausfließende basische Magmen bilden kissenför- Es gibt auch pyroklastische Ströme (Glutwolken), Mischungen aus
mige Lavakörper – Pillow-Basalte – ( pillows). Die Lava kühlt sich Pyroklastika und heißem Gas, die sich wie eine Lawine ausbreiten.

im Kontakt mit dem Wasser rasch ab. Die Abschreckung führt dazu, Bestehen deren Ablagerungen aus Bims und Asche, werden sie Ig-

21
dass sich um die glutflüssige Lava Krusten bilden, die die noch flüs- nimbrit genannt. Wurden sie sehr heiß abgelagert, verschweißen
sige Lava umschließen (. Abb. 6.103).

sie zu einem festen Gestein, das fast wie ein Lavastrom aussieht

22

In den Gasblasen von Basalten können sekundäre Minerale (▶ Abschn. 2.2).

kristallisieren und die Hohlräume ganz oder teilweise ausfüllen

(. Abb. 6.104).

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.100 a Basaltischer Lavastrom bei Oberbettingen (Westeifel, Deutschland). Er zeigt eine breite, grobe Säulenausbildung. Die Ausrichtung der Säulen ist stets senkrecht zur Abkühlungsfläche, im Falle des Lavastromes einerseits von der Basis nach oben und andererseits von der Oberfläche nach unten. Die grobe Säulenausbildung deutet darauf hin, dass der Strom insgesamt rasch abgekühlt ist. Nahe der Abkühlungsfläche bilden sich meist unregelmäßige und dicke Säulen, im Kern des Lava körpers, der langsamer abkühlt, können sich regelmäßigere und dünnere sechseitige Säulen aus bilden. b Basaltische Lavaströme auf der Hochebene Perus bei Huancavelica. Die Steilwand zeigt deutlich Säulenausbildung auf zwei Etagen. Hier ist über einem ersten, bereits erstarrten Lavastrom ein zweiter Lavastrom geflossen. Der harte Basalt ist widerstandsfähig gegenüber der Erosion und wird an der Oberfläche freipräpariert. c Steilwand im Steinbruch am Roßberg (Odenwald, Deutsch land). An der ehemaligen Abbauwand ist ein etwa 100 m hohes Profil vertikaler Basaltsäulen auf geschlossen. Im Kraterbereich des eozänen Vulkans hatte sich ein Lavasee gebildet, der diesen mächtigen basaltischen Körper in aufeinanderfolgenden Phasen ausgebildet hat

. Abb. 6.101a,b Tafelberge im Lodève-Becken in Südfrankreich sind tertiäre Lavaströme, die auf den roten tonig-siltigen Playasedimenten des Perms ausgeflossen sind. a Die Tafelberge prägen die Landschaft, der feste Basalt (grau) schützt die erosionsanfälligen Sedimente vor der Erosion. Basaltischer Hangschutt streut von oben den Hang hinunter. b Ein Lavastrom mit Säulen bildet die deutlich erkennbare Steilstufe am oberen Bereich des Hanges

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.102 a An diesem Basaltschlot in Mayschoss (Ahrtal, Eifel) ist das Umbiegen der Abkühlungs klüfte von nahezu horizontal am Rand des vertikalen 9

Schlotes (rechts und teilweise auch links) zu steil im Kern des Schlotes deutlich erkennbar. Das Umbiegen der Säulen geht auf den kühlen Randbereich der basischen Intrusion zurück. b Säulen können nicht nur in basischen Vulkaniten auftreten. Auf dem Bild sind wechselnde Richtungen der Säulenausbildungen im permischen Rhyolith von Sailauf (Spessart, Deutschland) erkennbar. Die Aufschlusswand (Höhe ca. 40 m) zeigt den Randbereich des Förderschlotes, nur 10
dort ist die Säulenbildung besonders ausgeprägt

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. Abb. 6.103 a Diese Felsen mit Madonnastatue an der Nordküste Elbas

18
bestehend aus Kissenlava ( pillow lava). Der Basalt ist am Ozeanboden an
einem Mittelozeanischen Rücken ausgeflossen (MORB, mid-ocean ridge
basalt). b Im Aufschluss zeigen die Basaltkissen runde Kerne aus festem

19

Gestein und randliche Bereiche, die meist schalenförmig ausgebildet sind
und leichter verwittern. c Der Übergang vom Kern eines Kissens (oben links)

20
zum randlichen Bereich (unten und rechts). Frische Basaltkissen haben
eine glasig ausgebildete Außenkruste, die auf die Abschreckung im Wasser
zurückzuführen ist, die dunkle glasige Zone im unteren Bereich des Bildes.

21

Vom Kern zum Rand des Kissens ist deutlich die Zunahme der Blasen, die
durch Entgasungsprozesse entstehen, zu erkennen (Vesikel). Diese vesikulä-
re Zone ist häufig zu beobachten und kann auch als Indiz für die Wassertiefe

22
bei Ausfluss der Lava herangezogen werden. Je niedriger der Wasserdruck,
umso stärker die Entgasung (Erill-Castell-Formation, Karbon, Nordspanien)

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.104 Gasblasen im Basalt wurden hier sekundär mit Mineralen

. Abb. 6.105 Dunkle Einsprenglinge (Pyroxene), zum Teil idiomorph, treten
ausgefüllt. Diese durch SiO -reiche Fluide (Wässer mit erhöhtem Mineralge-

2
in einer feinkörnigen basischen Matrix auf (porphyrisches Gefüge). Bei den
halt) entstandenen Füllungen sind häufig Achate oder Zeolithe, die wie links
hellen Komponenten handelt es sich um Fremdgesteine (Xenolithe), die vom
unten im Bild aus dem Basalt herauswittern können

Magma aufgenommen wurden (Ruderbüsch, Eifel)

. Abb. 6.106a,b Xenolithe sind Fremdgesteine, die bei einer vulkanischen Eruption mit an die Ober fläche gefördert werden. Sie können als Lapilli oder Bomben ausgeworfen werden. a Kleine basaltische Bombe mit etwa 10 cm Durchmesser, im Kern findet sich ein rötlicher Sandstein (Bunt sandstein), der von der Lava an die Oberfläche transportiert und dabei ummantelt wurde. b Roter laminierter Siltstein (Buntsandstein) in den Laven des Lühwald-Vulkans

. Abb. 6.107a,b Xenolithe können viel über den tieferen Untergrund aussagen, der vielleicht sonst nicht unmittelbar aufgeschlossen ist. Meist sind die Xenolithe thermisch alteriert, dies macht die Ansprache etwas schwieriger. a Toniger Siltstein-Xenolith im Basalt des Ruderbüsch-Lavastroms. Deutlich erkennbar ist der dunklere Saum um den Xenolithen, an dem möglicherweise auch Auf schmelzungs vorgänge stattgefunden haben. b Glimmerschiefer-Xenolith im permischen Rhyolith von Sailauf (Spessart, Deutschland)

276

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

. Abb. 6.108 Randlicher Kraterbereich des quartären Lühwald-Vulkankegels
bei Oberbettingen (West eifel, Deutschland). Die Aufschlusswand (ca. 20 m
hoch) zeigt drei aufeinanderfolgende Bereiche. Im unteren Bereich sind

2
rötliche Lapilli-Tuffe aufgeschlossen. Sie zeigen eine Gradierung, werden
nach oben hin feiner. Darüber folgt eine deutlich gröbere braune Abfolge aus

Lapilli und Schlacken. Die Abfolge wird von grauen Basalten abgeschlossen,

3
sie waren die letzte Phase der Ausbruchstätigkeit. Nach einer explosiven

Anfangsphase der Eruption ist der Lavaspiegel im Schlot angestiegen und es
kam zum Auswurf von Schlacken. Schließlich stieg der Lavaspiegel bis in den

4

Kraterbereich und es bildete sich ein Lavasee. Die Mächtigkeit der Basalte
nimmt von links (zentraler Bereich des Lavasees) nach rechts (Randbereich)

deutlich ab

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. Abb. 6.109a,b Lapilli sind pyroklastische Auswürflinge mit einem Durchmesser zwischen 0,2 und 6,4 cm. Sie zeigen einen nahen explosiven Ausbruchsort an. a Basaltische Lapilli-Lagen auf hellen Tuffen (Goßberg bei Hillesheim, Westeifel, Deutschland). b Lapilli-Abfolge mit leichter Gradierung: Grobe Lapillis an 23
der Basis, feinere Lapillis im zentralen Bereich, oberhalb der Münze wieder etwas gröber

6

277

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.110 Bombe in andesitischen Tuffen.

Beim Einschlag in die hellen Tuffe ist die Schich-
tung deformiert worden (Huancavelica, Peru)

. Abb. 6.111a–c Vulkanoklastische Brekzien sind eine Art von Pyroklas-
titen, die durch explosive Eruptionen entstehen können (Laspaúles, Errill

Castell Formation, Spanien). a Die Komponenten können rein vulkanischen

Ursprungs sein, hier sind basaltische und andesitische Komponenten
subaquatisch abgelagert worden. b Zu Beginn einer Ausbruchsphase kann
verstärkt Nebengestein aus dem Schlotbereich ausgeworfen werden. Hier
treten in andesitischen Tuffen Sandsteine und gefrittete helle Tone auf.

c Matrixgestütze, vulkanoklastische Brekzie, die Komponenten sind aus-
gerichtet und daher durch einen pyroklastischen Strom abgelagert worden

278

Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

1

. Abb. 6.112 Gerichtetes Gefüge in einem

Ignimbrit. Der in einer Glutwolke transportierte

Bims ist hier ausgelängt und rötlich verwittert.

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Die Komponenten sind deutlich ausgerichtet
und miteinander ver schweißt (Erill-Castell-For-
mation, Laspaúles, Nordspanien)

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. Abb. 6.113a,b Gelangen pyroklastische Auswürflinge (Lapilli, Bomben) unmittelbar in Kontakt mit Wasser, so werden die Klasten abgeschreckt und können 20
einen glasigen Rand zeigen. Bestehen die Komponenten überwiegend aus Glas, werden die Gesteine als Hyaloklastite bezeichnet. a In einer feinkörnigen Matrix (Tuff) treten xenolithische Komponenten auf (dunkel: Basalte, hell: Andesite). b Ver größerung von links, der andesitische Xenolith zeigt einen deutlichen Abschreckungssaum (Erill-Castell-Formation, Nordspanien)

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.114 a Turmförmige Erosionsreste eines andesitischen Schlotes,
ein möglicher Förderkanal der Ignimbritdecken in den Hochanden bei

Huancavelica, Peru. b Die Erosion setzt bei den hellen Ignim brit lagen an
vertikalen Klüften an und das Gestein zerfällt und bildet Schuttfächer.

c Übrig bleiben bizarre Felsformationen, die das ursprüngliche Kluftmuster
nachzeichnen

6.5.3 Metamorphe Gesteine
rale, in Abhängigkeit von Metamorphosegrad und Ausgangsgestein.

an der Erdoberfläche

Genau diese Fragen möchten wir vor Ort auch beantworten:

- Aus welchem Ursprungsgestein (Protolith oder Edukt) ist das
metamorphe Gestein entstanden?

Als Kristallin bezeichnet man neben den magmatischen auch me- - Welche Prozesse und Bedingungen haben zur Metamorphose
tamorphe Gesteine, sie kommen an der Erdoberfläche häufig in
geführt?

orogenen Bereichen mit tiefgründig abgetragener kontinentaler

Kruste oder als obduzierte ozeanische Lithosphäre (Ophiolithe) vor. Am Aufschluss können wir zwar keine geochemischen Analysen

Metamorphite sind sehr vielfältig, sie entstehen aus unterschiedli- durchführen, die für die präzise genetische Interpretation der meta-
chen Ausgangsgesteinen (Protolithe oder Edukte). Die Protolithe morphen Gestein erforderlich sind. Diese werden an Gesteinsproben
erfahren bei der prograden Metamorphose Mineralumwandlungen, im Labor durchgeführt. Doch gerade für die Probenahme ist eine
die durch Druck- und Temperaturzunahme sowie durch Stoffaus- genaue Bestimmung des Mineralbestandes und des Gefüges vor Ort
tauschprozesse gesteuert werden. Bei der retrograden Metamor- und die daraus folgende Zuordnung zu einer Metamorphosefazies
phose finden Veränderungen in den Mineralparagenesen durch (▶ Abschn. 2.3) wichtig.

Metamorphosepfade hin zu niedrigeren Drücken und Tempera-

Viele metamorphe Gesteine sind im Gelände aus der Entfernung
turen statt.

eher unscheinbar, daher ist das Aufschlagen des Gesteins und Be-

Metamorphe Gesteine werden ausführlich in ▶ Abschn. 2.3 be- trachten mit der Lupe für die Bestimmung wirklich zu empfehlen.

schrieben, durch die Bestimmung der genauen Mineral- und Stoff-

Besonders Quarzite (. Abb. 6.119) und Marmore können
zusammensetzung können Temperatur- und Druckfelder ihrer Ent- innerhalb metamorpher Serien markante Reliefbildner sein
stehung (metamorphe Fazies) und somit ihre Bildungstiefe bestimmt (. Abb. 6.115). Viele andere metamorphe Gesteine verwittern und werden. Es ist aber auch möglich, daraus die Wechselwirkungen mit zerfallen durch die lagige Textur und den hohen Anteil an Schicht-Nebengesteinen und Details zum Stofftransport abzuleiten. Radio- silikaten und Feldspäten relativ rasch an der Oberfläche.

metrische oder isotopengeochemische Datierungen von Mineralen,

Insbesondere bei niedrig- bis mittelgradiger Metamorphose kön-
die sich während der Metamorphose neu gebildet haben, wie zum nen viele metamorphe Gesteine auch gut im Gelände nach ihrem

Beispiel Granate, lassen die Bestimmung von Metamorphosealtern Ausgangsgestein unterschieden werden.

zu. Treffen wir im Gelände auf metamorphe Gesteine, so erkennen
wir diese aufgrund ihres Gefüges und ihrer charakteristischen Mine-

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.115 Blick auf die Schichtflächen von steilstehenden devonischen

. Abb. 6.116 Berggipfel aus Marmor in den Alpi Apuani bei Gorfigliano

Quarziten. Sie bilden eine Anti klinalstruktur mit steiler Faltenachse. Im

(Italien). Die angeschnittenen Marmore sind sehr homogen und bilden hier

8

Vordergrund stehen die Schichten steil und biegen nach rechts oben im Hin-
auch exponierte Bereiche des Gebirges aus
tergrund um und werden dort flacher. Die Quarzite werden herauspräpariert,

9
da sie verwitterungsresistenter als die umgebenden Schiefer sind (Oberlauf

Karbonatische Gesteine als Protholith Karbonatische Gesteine wie
des Río Isábena – Südpyrenäen, Spanien)

Kalke, Dolomite und Mergel werden bei der Regional- und Kon-
taktmetamorphose in Marmore (. Abb. 6.116 und Abb. 6.123) und

10

Siliziklastische Sedimente als Protholith Die Metapelite entste- Kalksilikatfelse umgewandelt. Bei der Kontaktmetamorphose spricht
hen aus feinkörnigen klastischen Sedimenten wie Ton oder tonige man dann von Skarnen. Sie treten somit in durchaus unterschiedli-

11

Siltsteine. Metapsammite haben einen höheren Sandanteil im Pro- chen Metamorphosefazies auf. Eine Festlegung auf eine bestimmte
tolith. Die Metamorphose setzt bei den Metapeliten mit der Neu- Metamorphosefazies ist bei Marmoren schwierig und kann über
bildung von Schichtsilikaten wie Serizit, Muskovit oder Biotit auf das metamorphe Nebengestein erfolgen. Reine Marmore entstehen

12

Schiefer flächen ein (Kristalloblastese). Daraus entstehen in der aus reinen Kalken und Dolomitmarmor aus Dolomit, die Mineral-

Grünschieferfazies zunächst Phyllite mit einem Serizit-Anteil von zusammensetzung bleibt bestehen. Durch Umkristallisation (Sam-
über 50 %, der auf den Schieferflächen einen seidenartigen Glanz melkristallisation) wird das ursprüngliche Sedimentgefüge durch

13
erzeugt (. Abb. 6.117). Die Schichtsilikate bilden noch sehr kleine Kornvergröberung zerstört. Feinkörnige Marmore sind daher eher Minerale aus. Bei ansteigendem Metamorphosegrad können in der niedrig-metamorph, grobkristalline hingegen höher-metamorph.

14

Amphibolit-Fazies Glimmerschiefer entstehen. Dabei sind über- Dunkle Schlieren in Marmoren sind häufig auf in Graphit umgewan-
wiegend Muskovit und Biotit als Schichtsilikate vertreten, die als delte organische Einlagerungen zurückzuführen. Aus Mergeln und
große, mit bloßem Auge deutlich erkennbare, Minerale auftreten karbonatisch-silikatischen Wechselfolgen entstehen Kalksilikatfelse,

15

(. Abb. 6.118). Die Foliation als Art der Schieferung ist bei den die durch einen möglichen Glimmeranteil (häufig Phlogopit) oder Glimmerschiefern als Gefügemerkmal deutlich ausgebildet. Cha- wechselnde Quarzgehalte im Marmor auffallen.

16
rakteristisch für Glimmerschiefer ist die Neubildung und das

Wachstum größerer Einzelminerale wie Granat, Pyroxene, Disthen, Basische Magmatite als Protolith Die Metabasite sind für die Be-

Andalusit und Staurolith (. Abb. 6.120). Die Unterscheidung von zeichnung der Metamorphosefaziesbereiche verantwortlich. Mögli-17

Glimmerschiefern und Gneisen (. Abb. 6.121 und 6.122) fäl t häufig che Protolithe sind Basalte, Gabbros, Diorite, aber auch Amphibolite.

nicht leicht. Die aus Sedimenten entstandenen Paragneise entstehen In der Grünschiefer-Fazies bilden sich Grünschiefer (. Abb. 6.124), im Bereich der Amphibolit-Fazies und zeigen im Vergleich zu den die ihre grüne Farbe durch die Minerale Chlorit, Epidot und Aktino-18

Glimmerschiefern einen höheren Feldspatanteil und entsprechend lith erhalten. Bei mittleren Drücken und mittleren bis hohen Tem-
geringeren Glimmeranteil. Makroskopisch kann man sagen, dass peraturen, in der Amphibolit-Fazies, bilden sich aus den basischen

19

Gneise einen Feldspatanteil von über 20 % aufweisen, dies ist eine magmatischen Gesteinen amphibolreiche Metabasite, in denen ne-
grobe Hilfe, um sie im Gelände von den Glimmerschiefern zu un- ben den Amphi bolen auch Plagioklas, Granat, Pyroxen und Biotit
terscheiden. Paragneise sind häufig reich an Biotit und zeigen meist vorkommen. Bei zunehmender Temperatur kann der Metamorpho-

20
gräuliche Farben.

sepfad in die Granulit-Fazies führen, hier verschieben sich die Mi-
neralanteile zugunsten der Pyroxene, begleitet von Plagioklas und

Saure und intermediäre Magmatite als Protolith Während die Pa- Biotit. Die Eklogit-Fazies umschreibt den Bereich höchster Drücke

21
ragneise sich aus siliziklastischen Sedimenten gebildet haben, ent- und hoher Temperaturen. Das charakteristische Erscheinungsbild
standen die Orthogneise aus sauren und intermediären Plutoniten erhält der Eklogit durch den grünen Omphacit (Pyroxen) und die

22
durch gerichteten Druck im Bereich der Amphibolit-Fazies. Die cha- rotbraunen Granate. Die an Subduktionszonen gebundene Blau-
rakteristischen rotierten Orthoklase im Gefüge der Augengneise, die schiefer-Fazies beschreibt den Bereich niedriger Temperaturen und

„Feldspataugen“, sind sehr häufig ehemalige Einsprenglinge eines hoher Drücke. Aus der Ozeanischen Kruste können Glaukophan-

23

Granits. Dieses Merkmal, wie die rötliche Färbung der Orthoklase schiefer entstehen, die ihren bläulichen Schimmer durch Glauko-
kann auf die Entstehung aus einem Plutonit hinweisen. Größere phan (Amphibol) erhalten (. Abb. 6.125). Weitere Minerale dieser Feldspäte (Porphyroblasten) können seltener aber auch durch Kris- auch als Blauschiefer bezeichneten Metabasite sind Lawsonit, Zoisit,
tal wachstum während der Deformation in Paragneisen entstehen.

Epidot, Omphacit, Albit und Calcit (. Abb. 6.126).

6

281

6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.117a–d Übergang von Tonsteinen zum Phyllit. a Nicht geschieferte Tonsteine spalten nach der Schichtung. Auf den Schichtflächen können beispielsweise Fossilien erhalten sein. Bei geschiefertem Gestein können auf den Schieferflächen keine Fossilien auftreten, sie werden vielmehr zerschert.

b Schiefer fläche aus dem Unterdevon (Katzenberg, Mayen). Die Schieferflächen sind eben und zeigen bei Materialwechsel Unebenheiten auf den Schieferflächen und bereits einen leichten matten Glanz, der von gesprossten Schichtsilikaten hervorgerufen wird. c Ausgehend vom Schiefer (oben) erkennt man im Uhrzeigersinn die Zunahme des Glanzes auf den Schieferflächen (Huaytapallana, Peru). d Ein Phyllit mit deutlichem Glanz durch Schichtsilikatneubildung auf den Schieferflächen (Sierra de los Filabres, Betische Kordillieren, Spanien – Foto T. Lorscheid)

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.118a–e In Glimmerschiefern, die sich im Bereich der Amphibo-
lit-Fazies bilden, können sich durch Reaktion von Chlorit und Quarz xeno-

18
morphe bis idiomorphe Granat-Porphyroblasten aus bilden. a Biotit-Mus-
kovit Glimmerschiefer (Böllstein, Odenwald). In beiden Fällen bilden die

Schicht silikate den größten Anteil im Gesteinsgefüge. b Heller Serizit-Glim-

19
merschiefer mit mm-großen Almandin-Kristallen (südlicher Gotthard, Tes-
sin). c Glimmerschiefer mit xenomorphem Granat und Staurolith (südlicher

Gotthard, Tessin). d Glimmerschiefer mit cm-großen braun-schwarzen

20

Almandin-Porphyroblasten (Ötztal, Österreich). e Chloritglimmerschiefer
mit Almandingranat (Granatenkogel, Österreich)

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.119 a Schwachmetamorpher Quarzit mit erhaltenen Sediment-
strukturen (Verrucno-Formation, Elba), b Quarzitische Konglomerate mit
ausgelängten Geröllen (Kambrium, Huaytapallana, Peru) c Meta vulkanit,
deutlich ist die Foliation erkennbar, das Edukt war wahrscheinlich ein inter-
mediärer bis saurer vulkanischer Tuff (Ortano, Elba)

. Abb. 6.120 Der dunklere lagige Glimmerschiefer und Paragneis umhüllt
den helleren Orthogneis im Böllsteiner Odenwald. Die ursprünglich graniti-
sche Intrusion, die in siliziklastische Abfolgen eindrang, wurde im Rahmen
der variszischen Orogenese metamorph überprägt

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.121a–d Für Gneise ist die lagige Textur (Foliation) und Bänderung charakteristisch. Neben einem hohen Anteil an Glimmern tritt ein Feldspatanteil von über 20 % und Quarz in wechselnden Anteilen auf. a Die hellen Lagen sind Quarz-Feldspat-reich und zeigen bereits beginnende Auf schmelzungs prozesse 14

(Migmatisierung) an. Um diese Leukosome erkennt man häufig einen Saum dunkler Minerale, wie Biotit. Durch die einsetzenden Schmelzprozesse wurden sie aus dem Leukosom verdrängt (Orthogneis, Böllstein Odenwald). b Augengneis mit deutlicher Foliation (Rhodope Massiv, Bulgarien, Foto: T. Lorscheid).

c Biotit-Hornbende-Paragneis bei Breuberg, Odenwald. Das Gestein zeigt dunkle Biotit und Hornblende-reiche Lagen und Linsen. d Migmatit mit charakteristi-15
schem Leukosom aus Quarz und Feldspat (Huancavelica, Peru)

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. Abb. 6.122a,b Verwitterung von Gneisen. Der hohe Anteil an Feldspat und Glimmern lässt die Gneise durch Silikatverwitterung zerfallen. Durch die 23

Hydrolyse, die durch warme und feuchte Bedingungen begünstigt wird, werden Ionenaustauschprozesse an den Kristalloberflächen in Gang gesetzt, die das Gestein stofflich stark verändern. Es bildet sich schließlich das Tonmineral Kaolin und das Gesteins gefüge zerfällt. Neben klimatischen Bedingungen kann die Hydrolyse durch heiße Fluidkonvektion in Kontaktzonen verursacht werden. a Das Gefüge der Biotit-Gneise zerfällt durch die Kaolinitisierung vor allem der Feldspäte. b Im alterierten Kontaktbereich zur einer permischen Rhyolithintrusion zeigt der Gneis Hakenschlagen, die Foliation des verwitterten kaolinreichen Gneis wird durch Boden fließ prozesse umgebogen (Sailauf, Spessart)

6

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.123a–c Marmor ist metamorpher Kalkstein oder Dolomit. a Kontaktmetamorph überprägte Kalk-Silt-Wechselfolge (mögliches Edukt: Nisportino Formation). Die quarzitischen Silsteine zeigen Boudins innerhalb der hellgrauen Marmorbänke (Chiessi, Elba). b Valdana-Marmor im Ortanotal, Elba. Die an der Basis massigen Marmore zeigen im oberen Bereich des Aufschlusses einen Übergang zu dünnbankigen Lagen von Kalksilikatfelsen. Nach Ablagerung der Kalke folgte durch verstärkte klastische Zufuhr ein Übergang in eine Kalk-Ton-Wechselfolge. c Falte in einem dolomitischen Marmor im Norden von Syros. Die Lagen zeigen den Wechsel zwischen den verwitterungsresistenteren stärker dolomitischen und den calcitischen Lagen (Foto: M. Lissner)

. Abb. 6.124 Grünschiefer mit hohem Anteil an Chlorit aus dem Tauern-
fenster (Foto: T. Lorscheid)

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Kapitel 6 • Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

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. Abb. 6.125a–c Eklogite und Glaukophanschiefer bilden gemeinsam mit

8

Serpentiniten Subduktionszonen an der Kruste-Mantel-Grenze ab. a Über-
gang von Glaukophanschiefer (blaugrau) zu Eklogiten (grünlich) auf Syros.

Glaukophanschiefer bilden sich bei hohem Druck und relativ niedriger

9

Temperatur aus ozeanischer Kruste, die Eklogite bilden sich bei höherem

Druck und höherer Temperatur zum Beispiel aus Basalten oder Gabbros.

10

Der Übergang zwischen der Eklogit Fazies und Blauschiefer-Fazies liegt bei

500 °C und über 8 Kbar, bei über 30 km Tiefe. (Foto: M. Lissner). b Übergang
von Omphacit- (grün) und glaukophanreichen (graublaue) Zonen. Die

11

Stabilität des Glaukophans unter eklogitfaziellen Bedingungen kann auf
höhere Wassergehalte zurückgeführt werden. (Syros, Foto: M. Lissner).

c Eklogit (Omphacit und Granat) aus der Eklogit-Zone des Tauern-Fensters,

12
die Edukte waren Metagabbros

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. Abb. 6.126 Metagabbro mit dunklem basischem Ganggestein. Der helle

17

Klinozoisit und der grünliche Omphacit ersetzen im Gefüge die ursprüngli-
chen Plagioklase und Augite (Syros, Foto: M. Lissner)

18

Ultrabasische Gesteine als Protolith Aus ultrabasischen Mantel- mige Serpentinitkörper treten häufig an tektonischen Bahnen auf
gesteinen wie Peridotit können in Grenzbereichen zu subduzierter und können daher mit anderen metamorphen Gesteinen gemeinsam

19
ozeanischer Kruste Serpentinite (. Abb. 6.127) entstehen. Durch auftreten, die in keinem direkten genetischen Zusammenhang dazu H O-Zufuhr aus der subduzierten ozeanischen Kruste wandelt sich stehen. Ophicalcite (. Abb. 6.128) sind serpentinreiche Gesteine, in 2

Olivin in Serpentin um. Serpentinite treten assoziiert zu Ophiolith- denen sich durch CO -Zufuhr Calcit ausbilden konnte. Die Ophi-

2

20
abfolgen auf und können im Gelände mit Glaukophan- oder Grün- calcite sind netzartig durch helle calcitische Adern und Schlieren
schiefern der grünschieferfaziell überprägten ozeanischen Kruste durchzogen und treten ebenso in Ophiolithabfolgen auf.

oder aus Mantelgestein gebildeten Eklogiten auftreten. Linsenför-

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6.5 • Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

. Abb. 6.127 Serpentinite zeigen den charakteristischen grünlich-grauen Schimmer im Aufschluss. Antigorit und Chrysotil aus der Serpentingruppe sind in den meisten Serpentiniten die dominierenden Minerale und sie verleihen dem Gestein seine typische Farbe (Ortano-Tal, Elba)

. Abb. 6.128 Ophicalcite mit den charakteristischen Calcitadern, Rio Nell

Elba, Italien

7

289

Gesteinsabfolgen und

Krustendeformation – Tools
und Aufnahmetechniken
im Gelände

Mario Valdivia Manchego

7.1

Tektonische Prozesse deformieren die Erdkruste – 290

7.2

Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein – 291

7.2.1

Klüfte im Gelände – 292

7.2.2

Verwerfungen – 296

7.3

Faltenstrukturen – 309

7.3.1

Falten im Gelände erkennen und beschreiben – 316

7.3.2

Nichttektonische Faltenstrukturen – 327

7.4

Mit dem geologischen Kompass
durch die deformierte Erdkruste – 329

7.4.1

Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen – 330

7.4.2

Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung
von Flächen und Linearen – 338

7.5

Profilaufnahme und Probennahme – 342

7.5.1

Die Profilaufnahme – 342

7.5.2

Probennahme – 352

7.5.3

Gesteins- und Aufschlussfotografie – 354

7.6

GIS und 3D-Modellierung in der Geologie – 355

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2_7, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

290

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

Die heutige Landschaft und ihre Veränderung in historischen Zeit

Viskoses Verhalten: hohe Temperaturen und Aufschmelzproräumen helfen uns, die jungen bis rezenten Krustenprozesse zu zesse in den Gesteinen. Bei Temperaturen von 650 °C und höher verstehen. Der Schlüssel, um auch die Krustenentwicklung in geo können in der Erdkruste und im oberen Mantel partiell aufge

2
logischen Zeiträumen zu verstehen, ist die raumbezogene Untersu schmolzene Gesteine vorkommen (in der Kruste: Migmatite). Die
chung sedimentärer, magmatischer und metamorpher Gesteinsab Aufschmelzprozesse hängen neben der Temperatur vom Druck, der

3
folgen und deren Lagerungsverhältnisse. Die präzise Aufnahme der Anwesenheit von fluiden Phasen (Wasser und CO ) und der mine2
geologischen Raumstrukturen im Gelände ist für die Model bildung ralogischen und chemischen Zusammensetzung der Ausgangsgevor Ort (▶ Kap. 6), aber auch für die vertiefende Analyse und Un steine ab. Das Verhalten dieser partiell aufgeschmolzenen Gesteine 4
tersuchung von Proben und Messdaten im Labor und am Computer auf Deformation ist vergleichbar mit dem einer viskosen Flüssigkeit
von großer Bedeutung. Ziel dieses Kapitels ist es daher, praktische (Beispiel: Wasser besitzt eine niedrigere Viskosität als Honig). Die

Hinweise zur Erhebung von Daten im Gelände zu liefern. Fragestel Deformation ist irreversibel. Dabei sinkt die Viskosität bei steigender

5
lungen, die sich bei Geländeaufnahmen ergeben, werden aufgegrif Temperatur und bei Zunahme des gerichteten Druckes.

fen und geeignete Vorgehensweisen erläutert.

Die Deformation erfolgt in der unteren kontinentalen Kruste

6

Die tektonische Deformation der Erdkruste spielt in diesem Zu plastisch. In Abhängigkeit der lokalen Krustenstruktur liegt der
sammenhang eine wesentliche Rolle. Sie ermöglicht uns einerseits, sprödduktile Übergang zwischen 10 und 20 km Tiefe. Darüber

Rückschlüsse auf vergangene Deformationsphasen und plattentek nimmt die elastische Eigenschaft der Kruste und damit auch die

7
tonische Prozesse zu ziehen und andererseits steuert die Krustende bruchhafte Deformation zur Oberfläche hin zu. Während im Beformation gemeinsam mit klimatischen Prozessen die Erosion und reich der plastischen Deformation das Gefüge metamorpher Gedie sedimentären Prozesse an der Erdoberfläche.

steine überprägt wird, kommt es in höheren Stockwerken durch

8

Scherprozesse verstärkt zu Faltung (. Abb. 7.2), Schieferung oder
zur Bildung von Verwerfungen. Der derart deformierte Krusten

9

7.1

Tektonische Prozesse deformieren
bereich zeigt makro wie mikroskopisch eine deutliche Inhomoge
die Erdkruste
nität. Durch wechselnde Lithologien innerhalb der deformierten

Gesteinskörper entstehen komplexe Raumstrukturen, die durch die

10
unterschiedliche Festigkeit und ihre Lagerungsverhältnisse die Ero

Rheologie ist die Wissenschaft, die sich mit dem Fließen, Kriechen sionsmuster und Landformen an der Erdoberfläche prägen. Man

11
und Zerbrechen von Stoffen beziehungsweise ihrer bruchhaften und sagt, dass Gesteine kompetent oder weniger kompetent sind. Dabei
plastischen Deformierbarkeit beschäftigt. Das rheologische Verhal bezeichnet diese Eigenschaft einerseits den Widerstand gegenüber
ten der Erdkruste (. Abb. 7.1) kann durch die Deformationsmodelle den Erosionskräften, sie beschreibt aber auch die Deformationsresis

12

Elastizität, Viskosität und Plastizität beschrieben werden.

tenz bei mechanischem Stress. Kompetente Gesteine werden durch

Elastisches und sprödes Verhalten: niedrige Temperatur, gerin Erosionskräfte herauspräpariert und brechen eher bei starker mechager Umgebungsdruck (lithostatischer Druck). Wird ein gerichteter nischer Belastung. Inkompetente Gesteine sind leicht erodierbar und 13

Druck (Spannung) auf das Gestein ausgeübt, kann

-
reagieren plastisch bei gerichtetem Druck. Ein gutes Beispiel sind
das Gestein dauerhaft bruchhaft deformiert werden (irreversihier Doppelkekse, die Ober und Unterseite aus Keks sind kompetent

14
bel) oder

-
gegenüber der Schokocremefül ung, sie ist nicht kompetent.

das Gestein nach kurzer Zeit wieder die ursprüngliche Form

Die Deformation der Erdkruste kann aus den tektonischen
annehmen, die Deformation ist reversibel.

Strukturen abgeleitet werden. Folgende tektonische Strukturen

15
und Prozesse (. Abb. 7.3) sind für die strukturgeologische Analyse

Plastisches (duktiles) Verhalten: hohe Temperaturen, hoher Umge von Bedeutung (siehe auch . Abb. 7.1): Verwerfungen und Klüfte 16
bungsdruck (lithostatischer Druck). Wird ein gerichteter Druck auf (Bruch), Foliation und verschiedene Arten von Falten.

das Gestein ausgeübt, kann das Gestein sich über längere Zeiträume
bruchlos deformieren, dieser Vorgang ist irreversibel. Das Gestein

17
behält die Form nach der duktilen Verformung.

18

Rheologisches Verhalten

Physikalisches Modell

Gesteinsverhalten

19

Elastizität

Feder
elastische
über der Spannungsgrenze

Deformation
des Gesteins

20
bruchhafte Deformation
bruchhafte

Deformation

Reibungsklotz

21

Plastizität

22

Viskosität
poröser Kolben

23
in zäher Flüssigkeit

. Abb. 7.1 Das rheologische Verhalten der Ge-
steine in der Erdkruste ist für das Verständnis des

Ablaufes tektonischer Prozesse von Bedeutung

7

291

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.2a,b Falten in unterschiedlichen Größenordnungen. a Deformierte Kalk-Mergel-Wechselfolge (Jura) am Lulworth Cove in Wealden, Südostengland.

b Fältelung (Kleinfalten) durch viskose De formation in partiell aufgeschmolzenem Gestein (variszische Migmatite, Südwestengland)

Prozess

Geologische Strukturen

Kluft: Bruch ohne Versatz

Verwerfung: Bruch mit Versatz

Bruch

Stauch-/Buckelfalten

Biegefalten

Faltung

Biegegleitfalten

Mullions

Scherfalten

Foliation

Scherung

. Abb. 7.3 Bruch, Scherung und Faltung sind

Prozesse, die von der Rheologie des Gesteins
abhängen und zu unterschiedlichen Deformatio-
nen des Gesteinskörpers führen

7.2

Klüfte und Verwerfungen – Brüche
der Art der einwirkenden Spannung unterschiedlich ausgeprägt
im Gestein

(. Abb. 7.5). Die größte Hauptspannung (σ ) ist kompressiv und

1
parallel zur Winkelhalbierenden des spitzen Winkels zwischen konjugierten Verwerfungen ausgerichtet. Die kleinste Hauptspannung

Im oberen Bereich der Erdkruste verhalten sich die Gesteine zu (σ ) steht senkrecht dazu und zeigt die Richtung der Zugspannung

3
nächst elastisch, wenn Kräfte auf sie einwirken. Gerichtete Kräfte oder Dehnung an. Die intermediäre Hauptspannung (σ ) steht senk2
erzeugen Spannungen im Gesteinskörper ( stress), die zur Ver recht zu den beiden anderen Hauptspannungsrichtungen und liegt
formung ( strain) führen. Zunächst ist die Deformation elastisch, somit parallel zur Schnittlinie der konjugierten Verwerfungsflächen.

also reversibel. Durch weiteren Anstieg der Spannungen kann

Folgende Brucharten gibt es:

es zur Überschreitung der Elastizitätsgrenze kommen, das Ge

Zugbrüche entstehen, wenn ein Gesteinskörper gerichtet auseistein wird danach irreversibel deformiert und bricht schließlich nandergezogen wird. Die Kräfte, die die Zugspannung hervorrufen, (. Abb. 7.4).

können von außen ansetzen oder durch Schrumpfung des Gesteins

Nach Überschreitung der Elastizitätsgrenze entstehen im Gestein körpers selbst entstehen. Die Zugfestigkeit der Gesteine liegt ledig

Mikrorisse. An diesen Stellen, die im Gestein verteilt auftreten, ist die lich bei 1/10 der Druckfestigkeit. Die Kluftbildung im Gestein ist

Gesteinskohäsion verloren gegangen, dies bedeutet, dass die Biege, meist auf Zugspannungen im Gestein zurückzuführen und entsteht

Scher oder Zugfestigkeit des Gesteins an diesen Stellen gleich null senkrecht zur kleinsten Hauptspannungsrichtung (σ ).

3
ist. Bei wachsender Spannung wachsen diese Risse besonders ent

Scherbrüche entstehen, wenn entgegengesetzt gerichtete Kräfte
lang bevorzugter Flächen, bis sich durchgehende Bruchflächen ge (Dehnung oder Kompression) auf zwei Seiten eines Gesteinskörbildet haben und die Spannung durch Bewegung abgebaut werden pers einwirken. Das Gestein bildet zunächst Bruchflächen aus und kann. Die Bildung der Bruchflächen ( fracturing) ist in Abhängigkeit zerschert an diesen Flächen. Die Scherflächen liegen in einem Win

292

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.4 Die Art der Deformation im Gestein
hängt von den einwirkenden Spannungen und

Elastizitätsgrenze
den Gesteinseigenschaften ab. Gesteine mit
sprödes Verhalten

) σ

2

- hohe Gesteinsfestigkeit
einer hohen Festigkeit werden bei steigenden

- niedrige Duktilität

Bruch

Spannungen zunächst nur elastisch deformiert,

( stress
bei Erreichen der Elastizitätsgrenze steht der

3

Bruch dann un mittelbar bevor. Gesteine mit
einer niedrigen Festigkeit und somit hohen
spröd-duktiles Verhalten

- mittlere Gesteinsfestigkeit

Duktilität erreichen die Elastizitätsgrenze schon

4

Spannung

- mittlere Duktilität
bei niedrigen Spannungen und gehen dann in
den Bereich der plastischen Verformung über.

Diese irreversible Verformung kann in solchen

5
duktiles Verhalten

Gesteinen sehr stark sein, bevor es zum Bruch

- niedrige Gesteinsfestigkeit
kommt. Die Elastizitätsgrenze und der Bruch-

- hohe Duktilität
punkt hängen neben den Gesteins eigen schaften

6
von Temperatur, lithostatischem Druck und

Porendruck ab

7
plastisch
irreversible
elastisch

Verformung

Verformung ( strain) ε

8
reversible

Verformung

9

. Abb. 7.5 Brucharten im Gestein. Die drei

Scherbrüche

Zugbruch

Hauptspannungsrichtungen im Gestein sind
σ1 und σ3
σ1 und σ3
σ

10

1
durch das tektonische Spannungsregime
σ1
auf vertikaler Ebene
auf horizontaler Ebene
σ1
vorgegeben. Sie bestimmen die Ausbildung
der Brüche und die Scherprozesse im Gestein

11
σ3
σ3
σ3
σ3

12
σ1
σ

13

1
σ3
σ
σ

3
dextrale Blattverschiebung

1
σ3
σ1

Abschiebung

Dehnungsbruch

14
σ3
σ3
σ1
σ
σ1

1
konjugierte

15

Verwerfungen
σ1
σ1
σ3
sinistrale Blattverschiebung

16

3 Hauptspannungen im Gestein:

σ3
σ1 größte Hauptspannung (positiv - kompressiv)

σ

17

Aufschiebung

2 mittlere Hauptspannung (senkrecht zu σ1 und σ 3 )

σ 3 kleinste Hauptspannung (negativ - extensiv)

σ3

18
kel < 45° schräg zur größten Hauptspannungsrichtung. Durch die 7.2.1 Klüfte im Gelände

19

Bewegung an den Scherflächen (bruchhafte Deformation) werden
die Spannungen im Gestein abgebaut. Verwerfungen sind somit Kluftbildung in den Gesteinen ist an der Erdoberfläche sehr gut

Scherbrüche, an ihnen sind die Gesteine aneinander vorbeigescho sichtbar (. Abb. 7.6–7.10) und beeinflusst in großem Maße die 20
ben worden.

Verwitterung der Gesteine. Es handelt sich um Risse, an denen es

Dehnungsbrüche können bei gerichtetem Druck als Vorstufe nicht zu einer Verschiebung kam. Eine Kluft ist der feine „Riss in
von Scherbrüchen oder bei niedrigerem Umgebungsdruck parallel der Tasse“, durch den der Tee ausläuft. Die Öffnung einer extensiven

21
zur größten Hauptspannungsrichtung (σ ) entstehen. Mikrorisse Kluft ist der Abstand zwischen den Kluftwänden, ist die Kluftöffnung

1
öffnen sich im Gestein entlang definierter Zonen, um die Spannung einige Millimeter breit, spricht man von einer Spalte.

22
durch Dehnung auszugleichen. Dehnungsbrüche können auch bei

Klüfte können bei der Faltung kompetenter Schichten, bei der
der Entlastung von Gesteinkörpern auftreten, in der Regel durch Entlastung von Gesteinskörpern durch tektonischen Aufstieg und

Nachlassen des lithostatischen Druckes bei der Erosion des überla aufgrund von Kompressionsspannungen in Orogenen entstehen.

23
gernden Gesteins.

Meteorisches und hydrothermales Wasser, Gase wie CO oder

2

Radon, aber auch zum Beispiel Kohlenwasserstoffe können diese

Wegsamkeiten nutzen und das Gestein somit durchdringen. Kluftwasserleiter sind hydrogeologisch von großer Bedeutung für den

7

293

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.7a–c Klüfte in siliciklastischen Gesteinen. a Vertikale Klüfte senk-

. Abb. 7.6a–c Klüfte in Kalksteinen. a Klüfte in gebanktem Kalkstein
recht zur Schichtung in einer Siltsteinbank des Unterdevons im Vinxtbachtal
des oberen Muschelkalkes bei Saarburg. Die dünneren Bänke sind stärker

(Rheinisches Schiefergebirge). Die Klüfte sind hier nahezu parallel und
geklüftet als die mächtigeren Bänke. Die Klüfte stehen senkrecht zur nahezu
zugleich parallel zu einer benachbarten Verwerfungszone ausgerichtet. b Ein
horizontalen Schichtung. Die nahezu flächige Abbauwand im rechten
nahezu orthogonales Kluftmuster in der siltigen Abfolge der Nisportino-Ein-

Bereich ist selbst eine Kluftfläche. Nach links nimmt die Klüftung deutlich zu,
heit (Ostelba). Senkrecht zur Schichtoberfläche zeigt das Kluftsystem hier
in diese Richtung nähert man sich einer Störungszone. b Herausgewittertes
zwei orthogonal zueinander stehende Haupt spannungen an (hier Faltung

Kluftmuster auf der Schichtoberfläche des mikritischen Calpionellen-Kalkes
und Bruchtektonik). c Orthogonales Kluftmuster in kalkigen Quarz sand-

(Ostelba). Die nahezu ebenen Mikroklüfte zeigen hier drei Hauptausrichtun-
steinen der Oberkreide bei Arén (Nordspanien). Die freigelegte kissenförmige
gen. Eine Hauptrichtung streicht E–W (etwa Richtung Hammerschaft), die

Oberfläche entstand durch Verwitterung des Gesteins durch verstärkte
zweite Richtung ist fast senkrecht dazu (etwa Richtung Hammerkopf) und

Lösung des kalzitischen Zements ausgehend von den oberflächennahen
die dritte Richtung liegt zwischen den beiden anderen. Entlang der Kluftflä-

Klüften. Die Verwitterungsform an der Oberfläche erinnert an die Wollsack-
chen fand an der Schichtoberfläche eine verstärkte Lösung statt. c Dunkle
verwitterung in plutonischen Gesteinen oder an chocolat tablet boudinage
massige mikritische Kalke des Mitteldevons bei Laspaúles (Nordspanien).

Das Gestein wurde entlang einer Aufschiebung tektonisch zerrüttet. Die
dabei entstandenen unregelmäßigen Klüfte sind sekundär mit aus Lösung
ausgefälltem Calcit verheilt

294

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.8 a Kluftmuster in Radiolarit (Ostelba). Das polygonale Kluftmuster zeigt zur Geländeoberfläche hin (oben) eine deutliche Zunahme der Kluftdichte 14
und -weite. Wurzeln weiten die Klüfte bei Wasser aufnahme und durch Wachstum. b Klüfte im Buntsandstein bei Breuberg (Odenwald). In der 20–30 m hohen Wand eines ehemaligen Steinbruchs erkennt man deutlich die vertikalen Klüfte mit einer Kluft weite von bis zu 0,5 m

15

16

17

18

19

20

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22

23

7

295

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.9a–e Klüfte als Wegsamkeit für Fluide. a Unregelmäßiges Kluftmuster in ursprünglich rötlichen tonigen Siltsteinen der Permotrias (Pont de Suert, Nordspanien). Entlang der Klüfte sind ausgebleichte Alterationssäume erkennbar. Hydrothermale Lösungen sind von den Klüften in das Gestein ein gedrungen und haben das ursprüngliche Gestein verändert. Die Bildung von Serizit (feinschuppiger Muscovit) aus Tonmineralen (Serizitisierung) kann zur hellen Färbung führen. In einigen Klüften sind hydrothermal gebildete dunkle hämatitreiche Ausscheidungen erkennbar. b Schwefelausblühungen am unregelmäßigen Kluftmuster der tonigen Lagen innerhalb der Verrucano-Formation (Ostelba). Schwefelreiche Lösungen aus verwitterten Erzen (Pyrit) blühen an der Gesteinsoberfläche durch Verdunstung aus und zeichnen das komplexe Kluftmuster nach. c Kluft mit idiomorphen Quarz kristallen (Breite 2 cm) im silifizierten Basalt der Erill-Castell-Formation (Karbon, Nordspanien). d Eisenreicher Erzgang (8 cm breit) im Kluftsystem der quarzitischen Sandsteine der Verrucano-Formation (Ostelba). In einer ersten Phase hat sich an den Kluftwänden Pyrit ausgeschieden. Erst in einer zweiten Phase kam es zur Ausscheidung von Hämatit im zentralen Bereich des Ganges. e Dendriten bilden sich als Mineralausscheidungen aus Lösungen an feinen Klüften. Charakteristisch sind die fraktalen Muster, die auf Kluftflächen durch mehrphasige Ausscheidungsprozesse entstehen: Manganoxid auf porphyrischem Aplit (Eurit, Elba)

296

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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11

. Abb. 7.10a–c Durch Verwitterung herauspräparierte calcitische und
sideritische Kluftfüllungen im mikritischen Calpionellen-Kalk (Ostelba, Itali-

12
en). a Deutlich ist das räumliche Gefüge der Klüfte erkennbar. b Das dichte

Kluftmuster zeigt deutlich fraktale Strukturen: es gibt Bereiche mit weiterem

Kluftabstand und andere mit sehr engen Abständen. c Die Vergrößerung

13
zeigt, dass das Kluftmuster in den dichten Bereichen ähnlich ist wie in den
weitmaschigen Bereichen (Fotos: J. Schmid-Kieninger)

14

Grundwasserhaushalt. Ebenso können in Kluftsystemen hydrotherhorizontaler Versatz (Extension
male Mineralisationen ausgeschieden werden. Sie können auch als

)

15

Wegsamkeiten für den Aufstieg von Magma dienen.

vertikaler
vektor

Versatz (Sprunghöhe)

Die geologische Aufnahme von Klüften wird in ▶ Abschn. 7.4 am

16

Hochscholle

Beispiel der hydrogeologischen Aufnahme erläutert.

Versatz

17

Verwerfung

7.2.2 Verwerfungen

Verwerfungsfläche

Ausbiss der

Tiefscholle

Verwerfungen sind Bruchflächen im Gestein, an denen eine Bewe

18

Hangendsch
gung der angrenzenden Gesteinsblöcke stattgefunden hat. Die Beolle

Li
schreibung und die Klassifikation der Verwerfungen erfolgen nach:

egendscholle

-

19
dem Einfal swinkel und der Form der Verwerfungsflächen

(Geometrie),

- den Bewegungsrichtungen der tektonischen Schollen an der

20

Verwerfungsfläche (vektorieller Versatz).

Die Verwerfungsfläche trennt zwei angrenzende tektonische Blöcke

21
oder Schollen. Hat an der Verwerfung ein vertikaler Versatz stattge

. Abb. 7.11 Bezeichnungen der Bruchschollen an einer Verwerfung (hier
funden, so kann eine Hochscholle ( upthrown block) von einer Tief

22

Abschiebung). Die Streifen auf der Verwerfungsfläche sind Harnischstriemun-
scholle ( downthrown block) unterschieden werden. Bei geneigten
gen, die die Orientierung des Versatzvektors anzeigen

Flächen hat der Versatz neben einer vertikalen auch eine horizontale

Komponente. Es kann zwischen steilen Verwerfungen mit einem

23

Einfallen > 45° ( high angle faults) und flachen Verwerfungen mit
geringerem Einfallen < 45° ( low angle faults) unterschieden werden.

Der tatsächliche Versatzvektor auf der Verwerfungsfläche ergibt
sich aus den horizontalen und vertikalen Versatzvektoren.

7

297

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.12 a Der Versatzvektor kann in drei
senkrecht aufeinanderstehende Vektoren zerlegt
werden: Horizontalversatz, Extension (beide
horizontal) und Sprunghöhe (vertikal). b Die

Neigung (rake) der Verschiebung ist der Winkel
auf der Verwerfungsfläche zwischen Streichrich-
tung und Versatzvektor. Das Tauchen (plunge) ist
hingegen der Winkel zwischen der Horizontalen

Horizontalversatz ( strike slip)

und dem Versatzvektor

Extension ( dip slip)

Versatzvektor =

Horizontalversatz +

Sprunghöhe ( throw)

Extension +

Sprunghöhe

Neigung

( rake)

Tauchen

( plunge)

. Abb. 7.13 Versatzvektoren als Klassifikati-
onsmerkmale von Verwerfungen (nach Cloos).

Die hangende Scholle ist abgedeckt und man
blickt auf die Scherfläche auf der Liegendschol-
le. Mithilfe von Harnisch striemungen können

Aufschiebung und Überschiebung

Orientierung und Richtung des Versatzvektors
schräge
festgestellt werden
direkte
schräge
dextrale

Seitenverschiebung
sinistral

S
e
eitenverschiebung
schräge
direkte

Abschiebung
schräge

Bei geneigten Verwerfungen liegt stets ein Block „über“ dem

Die Länge des Vektors ist der Verschiebungsbetrag oder Versatz
anderen. Daraus ergeben sich die Bezeichnungen Hangendscholle ( net slip). Die Raumlage des Vektors (Länge und Orientierung) kann

( hanging wal ) für den oben aufliegenden Block und Liegendscholle in zwei horizontale (senkrecht zueinanderstehende) und einen ver

( foot wal ) für den unten liegenden Block (. Abb. 7.11). Bei saigeren tikalen Teilvektor aufgeteilt werden: Verwerfungen greifen diese Begriffe natürlich nicht.

- horizontaler Vektor parallel zum Streichen der Verwerfungsflä

Die Richtung der Verschiebung an Verwerfungen ist definiert
che: Horizontalversatz ( strike slip),
durch die Bewegung des Hangenden relativ zum Liegenden. Der - horizontaler Vektor in Einfalsrichtung (senkrecht zum Strei

Versatzvektor verbindet zwei Punkte auf beiden Seiten der Verwerchen): Extension ( dip slip),
fung (. Abb. 7.12–7.14), die vor der Verschiebung zusammenlagen. - vertikaler Vektor: Sprunghöhe ( throw).

Die Richtung des Versatzvektors kann über Harnischstriemungen
bestimmt werden. Harnische ( slickensides) sind Schleifmarken an In . Abb. 7.11 ist der Horizontalversatz gleich nul , daher setzt sich den Verwerfungsflächen (. Abb. 7.15–7.17). Meist sind die Strie der Versatzvektor lediglich aus dem Extensionsvektor und dem Vekmungen als Lineare gut erkennbar, die Richtung der Bewegung ist tor der Sprunghöhe zusammen.

durch die kleinen Absätze, die im Druckschatten Kanten bilden, er

Die Neigung ( rake) der Verschiebung ist der Winkel auf der
kennbar. Außerdem können sich im Druckschatten Minerale neu Verwerfungsfläche zwischen Streichrichtung und Versatzvektor
bilden.

(. Abb. 7.12b). Das Tauchen ( plunge) ist hingegen der Winkel zwischen der Horizontalen und dem Versatzvektor.

298

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.14 Gerichtete Dehnung oder Kom-
pression steuert die Ausbildung von Verwerfun-
gen. Das gesamte Verwerfungsspektrum kann

2
aus horizontalen und vertikalen Versatzkompo-
nenten abgeleitet werden. Sie ergeben Richtung
und Orientierung des Versatzvektors. Die Strei-

3
fung auf der Verwerfungsfläche zeigt auch hier
die Orientierung möglicher Harnischstriemen
und damit die Versatzrichtung an

4

Blattverschiebung ( strike slip fault)

rein horizontaler / lateraler Versatz

5

(hier sinistral)

Abschiebung ( normal fault)

6

Dehnungsbruch

Versatz an geneigter Verwerfung

7

8

9
vertikale Verwerfung (Sprung)

10
rein vertikaler Versatz

11

Aufschiebung ( reverse fault)

Kompressionsbruch

12

Versatz an geneigter Verwerfung

13

14

15

16
vertikale Verwerfung (Sprung)

Versatz mit horizontaler und vertikaler Komponente

17

Abschiebung mit lateraler Komponente

Dehnung und lateraler Versatz

18
an geneigter Verwerfung

19

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21

22

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7

299

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.15 Harnische sind Striemungen auf
den Scherflächen, die den Bewegungssinn

B
anzeigen. Meist sind die Striemen als Lineare
eweg
gut erkennbar, die Richtung der Bewegung ist
der u

Hangendscholleng

V

durch die kleinen Absätze, die im Druckschat-
ersa
ten Kanten bilden, erkennbar. Außerdem
t

Striemung = Linear der Bewegung
zvek
können sich im Druckschatten Minerale neu
tor
bilden

Liegendscholle

Steile Kante
in Bewegungsrichtung

Flache Rampe

Mineralneubildung
im Druckschatten
rauh
glatt
b
a

. Abb. 7.16 a Harnisch mit Mineralneubildung in Serpentinit (Ostelba). Deutlich sind die Striemen und die Abbruchkanten erkennbar, die die Richtung des Versatzvektors anzeigen (roter Pfeil). Streicht man mit der Hand über diese Flächen parallel zur Striemung, so fühlt sich die Harnischfläche in Versatz richtung glatt an. Dies ist die Richtung, in der sich der aufliegende Gesteinblock bewegt hat. In entgegengesetzter Richtung fühlt sich Fläche hingegen rau an, da die Hand über die Abbruchkanten fährt. b Diese Harnische im Serpentinit (Ostelba) zeigen zwei Richtungen. Eine ältere Richtung ( rot) wird durch eine orthogonal dazu stehende jüngere Richtung ( blau) überprägt

300

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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a
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17
c
d

. Abb. 7.17 a Striemung und Rillen an Radiolariten (Ostelba), die auf der Scherfläche keine klaren Ab riss kanten zeigen. Das Linear der Harnischstriemung 18
kann gut bestimmt werden, jedoch fällt es schwer, die Orientierung des Versatzvektors festzulegen. b Scherspuren in Tonsteinen (Permotrias, Laspaúles, Nordspanien). Die Hauptrichtung liegt nahezu von links nach rechts, bei leicht wechselnder Richtung. Eine zweite Richtung geht von oben rechts nach unten links im Bild. c Harnische an zwei parallelen Gleitflächen im Griotte-Kalkstein (Pic du Vissou, Südfrankreich). Die Versatzvektoren sind auf beiden Flächen gleich 19
ausgerichtet, somit sind hier zwei Abschiebungen aufgeschlossen (Staffel bruch). d Skizze zu (c)

20

Die Darstel ungen von Verwerfungen in Profilschnitten senk Abschiebung ( normal fault):

recht zur Verwerfungsfläche zeigen meist nur den scheinbaren Ver - Einfallen meist > 45°
satz auf der Profilebene. Der scheinbare Versatz berücksichtigt nur - Hangendscholle rutscht auf der Liegendscholle hinunter

21
den Dehnungs ( heave) oder Verkürzungsbetrag ( offset) des Exten - Auslöser: tektonische Dehnung
sionsvektors ( dip slip) und die Sprunghöhe ( throw). Der Vektor des

22

Horizontalversatzes ( strike slip) steht senkrecht zur Profilebene und Aufschiebung ( inverse fault):

wird nicht einbezogen. Dies sol te der Betrachter von Profilschnitten - Einfallen meist < 45°
stets bei der Interpretation mitberücksichtigen.

- Hangendscholle wird auf die Liegendscholle geschoben

23

Der Bewegungssinn und das Einfallen führen zur Benennung - Auslöser: tektonische Kompression
der charakteristischen Verwerfungsformen.

7

301

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

Grabenschulter

Graben

Graben

Horst

Grabenfüllung

Extension

. Abb. 7.18 Durch Krustendehnung können Serien von Abschiebungen entstehen und die Extension ausgleichen. Das Ergebnis sind Gräben als Absenkungsräume und Horste als Hochbereiche zwischen Teilgräben (Graben-Horst-Strukturen). Der Rand der Grabenstruktur wird als Grabenschulter bezeichnet.

Staffelbrüche oder Schollentreppen führen hinab zur tiefsten Scholle des Grabens

Überschiebung ( thrust fault):

-
stattgefunden hat. Die Bewegung an den flachen Detachments kann

Einfallen < 45°, meist deutlich flacher

-
auch gravitativ gesteuert sein. Über dem Detachment liegende Ge

Hangendscholle wird mit großen Schubweiten über die Liesteinsserien werden häufig an einer Serie synthetischer listrischer
gendscholle geschoben (Deckentektonik)

-

Verwerfungen abgeschoben und rotiert.

Auslöser: tektonische Kompression

Listrisch ist die Bezeichnung für schaufelförmige Verwerfungen,
sie sind nahe der Oberfläche steil und werden mit zunehmender

Abscherhorizont ( detachment):

-

Tiefe flacher. Fallen die sekundären Verwerfungen in entgegenge

Einfallen < 45°, meist deutlich flacher bis horizontal

-
setzter Richtung der Hauptverwerfung ein, so bezeichnet man sie

Hangendscholle wird über die Liegendscholle gezogen

-
als antithetische Verwerfungen, fallen sie hingegen in Richtung der

Auslöser: tektonische Dehnung oder auch gravitative Bewe

Hauptverwerfung ein, nennt man sie synthetisch.

gungen

Überschiebungen können in Deformationsrichtung in das Vorland fortschreiten ( fault propagation), das heißt, es entstehen sukzes

Blattverschiebung oder Seitenverschiebung ( slip fault, transform siv neue Überschiebungen, und zwar meist als listrische Rampen, die fault):

-
den älteren Überschiebungen vorgelagert sind (. Abb. 7.22). Dabei

Einfallen sehr steil bis saiger

-
werden die älteren Schollen auf den jüngeren „huckepack“ nach

Versatzvektor horizontal,
vorne getragen. Es entstehen HuckepackStrukturen ( piggyback). Da
sinistral: vom Betrachter aus linkshändiger Versatz der Scholle
die einzelnen Schollen an den listrischen Überschiebungsbahnen
jenseits der Verwerfung

-
leicht rotiert werden, können an der Oberfläche Sedimentbecken
dextral: vom Betrachter aus rechtshändiger Versatz der Scholle entstehen, die entsprechend als HuckepackBecken ( piggyback bas-
jenseits der Verwerfung

-
ins) bezeichnet werden.

Auslöser: seitliche Verschiebung von Schollen

Bei Dehnung kann sich die plastische Verformung in der Tiefe
derart auswirken, dass eine Abschiebung nach unten hin in einen
z Gräben, Decken und Detachments
flachen Abscherhorizont einbiegt. An dieser listrischen Abschiebung

Durch Krustendehnung können Serien von Abschiebungen ent bildet sich ein Halbgraben (. Abb. 7.23). Der Hangendblock wird
stehen und die Extension ausgleichen. Das Ergebnis sind Gräben verbogen (antithetische Flexur) oder er zerbricht an sekundären lis

(. Abb. 7.18–7.20) als Absenkungsräume und Horste als Hochbe trischen Verwerfungen in einzelne Schollen.

reiche zwischen Teilgräben (GrabenHorstStrukturen). Der Rand

Wie sehen Anfang und Ende von Verwerfungen aus? Große
der Grabenstruktur wird als Grabenschulter bezeichnet. Staffel Verwerfungszonen treffen an ihren Enden oft in einem Winkel auf
brüche oder Schollentreppen führen hinab zur tiefsten Scholle des andere Verwerfungszonen, auf diese Weise können Aufschiebungen,

Grabens.

Abschiebungen und Blattverschiebungen kombiniert sein. Verwer

Bei Kompression können sich flache Überschiebungsbahnen fungen können sich auch verzweigen. Verwerfungen sind meist keine

(. Abb. 7.21a) ausbilden, an denen die Gesteinspakete übereinander ebenen Flächen, sondern zeigen einen gebogenen Verlauf. Sie haben geschoben werden. Kommt es zu Überschiebungsbeträgen von meh ein Ende und einen Anfang an der Oberfläche und eine Frontallireren Kilometern oder sogar zur Stapelung von Gesteinspaketen mit nie im Untergrund. Dort geht die bruchhafte Deformation in dukeiner Serie übereinander liegender Überschiebungsbahnen, spricht tile Deformation über, es entstehen Flexuren, da dort der kritische man von Deckentektonik. Unter Abscherhorizonten (. Abb. 7.21b) Bruchpunkt noch nicht erreicht wurde.

versteht man flache Abschiebungen, an denen Krustendehnung

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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a
b

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. Abb. 7.19 a Kleine Grabenstruktur in einer tonig-mergeligen Abfolge

15
aus dem Lias (Lodéve-Becken, Südfrankreich). An Klüften und Verwerfungs-
flächen wurde sekundär Kalzit ausgeschieden (hell), diese wittern aus der
weichen Abfolge heraus. b, c Am Rand der Grabenstruktur hat sich ein

16
c
komplexe Struktur von konjugierenden Abschiebungen gebildet

17

18

19

20

21

22

23

7

303

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

Versatz

Schleppfalte
a
b

. Abb. 7.20 a Im kleinen Skalenbereich ist hier eine SiO -reiche Radiolaritlage (hell) an sehr steilen Abschiebungen (nahezu saiger) ähnlich wie Klaviertas-2
ten versetzt worden. Die vertikalen Versatz beträge von Hoch- und Tiefschollen liegen im Millimeterbereich. b Abschiebungen in einem Quarzit. Der Versatz beträgt auch hier einige Millimeter. Deutlich erkennbar sind der bruchhafte Versatz im oberen Abschnitt und die flexurartige Verbiegung der Lagen im unteren Bereich, bei geringerem Versatzbetrag

Rampenantiklinale

Rückschenkel

Überschiebung

Hangendabriss

Schubweite

Rampe

Liegendabriss

Flachbahn
a

Detachment
listrische Abschiebungen
b

. Abb. 7.21 a Überschiebung eines Gesteinspakets (Decke) durch Kompression. b Abscherung von Gesteinsschollen an einer flachen Verwerfung (Detachment) durch Dehnung oder gravitativ. Die über der Verwerfung liegenden Gesteinsserien sind durch synthetische listrische Abschiebungen in rotierte Blöcke zerlegt

304

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

Rücküberschiebung
propagierende Überschiebungen

Vorland-

2

Huckepack-Schollen ( piggyback)

Becken

Piggyback-Becken

3
pop-up

4

1

2

Allochthon

3

4

5

Autochthon
listrische Rampe

6

. Abb. 7.22 Überschiebungen können in Deformationsrichtung in das Vorland fortschreiten. Hier ist bei anhaltender Einengung von links zuerst Überschiebung 1

7
entstanden, später die Überschiebungen 2 und 3. Dabei werden die älteren Schollen auf den jüngeren Schollen „huckepack“ nach vorne getragen ( piggyback). Da die einzelnen Schollen an den listrischen Überschiebungsbahnen leicht rotiert werden, können an der Oberfläche Sedimentbecken entstehen ( piggyback basin) 8
asymetrischer Graben
listrische antithethische Abschiebungen

9

10

11

12

13
a

14
asymmetrischer Graben
synthetische listrische Abschiebungen

15

16

17

18

19
b

. Abb 7.23a–c Listrische Verwerfungen im

20

Halbgraben

Dehnungsregime führen zur Ausbildung von

Halbgraben-Strukturen (a–c). Oberhalb der
listrischen Hauptabschiebung kann es auch zu

21
antithetische Flexur
bruchhafter Deformation kommen. Einzelne

Schollen werden an sekundären listrischen Ver-

Liegendabriss
werfungen rotiert. Fallen diese sekundären Ver-

22

Hangendabriss
werfungen in entgegengesetzter Richtung der

Hauptverwerfung ein, so bezeichnet man sie als
antithetische Verwerfungen (a), fallen sie hinge-

23
listrische Haupabschiebung
gen in Richtung der Hauptverwerfung ein, nennt
man sie synthetisch (b). Das duktile Verhalten der

Hangendscholle führt zu einer antithetischen
c

Flexur (c). In allen drei Fällen ergeben sich somit
asymmetrische Grabenstrukturen

7

305

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.24 a Abschiebungen an einem Gra-
ben. Die Verwerfungszonen bestehen häufig aus
zahl reichen Einzelverwerfungen, die in der Ak-

Akkommodationszone
kommodationszone ineinander übergehen. Der

Übergang erfolgt über Relaisrampen, wenn der

Versatz gering ist, und bei stärkerem Versatz über
gebrochene Relaisrampen. Nach unten geht die
bruchhafte Deformation in duktile Deformation
über, es entstehen Flexuren, weil der kritische

Relaisrampe

Bruchpunkt noch nicht erreicht wurde. b Blick
auf eine Schichtoberfläche im Calpionellen-Kalk

(Ostelba). Eine Serie von kleinen Abschiebungen
durchbrochene
bildet einen Staffelbruch im kleinen Maßstab,

Relaisrampe

Ende
deutlich sind die auslaufenden Verwerfungsflä-
der
chen und die Akkomodationszonen erkennbar

Verwerfung

Frontallinie
duktile Flexur
a
b

Da die an einer Verwerfung versetzen Blöcke oft relativ zuein

Sogenannte Domino oder Buchrückenverwerfungen
ander rotiert wurden, kann der Versatz an einem Ende nahezu Null (. Abb. 7.25) entstehen durch eine bankparallel gerichtete Versein und in duktile Verformung übergehen. Verwerfungszonen be schiebung. An zunächst vertikal zur Schichtung stehenden Klüfstehen häufig aus zahlreichen Einzelverwerfungen, die wiederum ten werden die einzelnen Bruchschollen wie aneinandergelehnte durch kleinere Verwerfungen verbunden sind. Typisch für Gräben Bücher oder Dominosteine rotiert und bilden an den Kluftflächen
sind Staffelbrüche mit zahlreichen Einzelverwerfungen mit geringem kleine Abschiebungen. Dies ist häufig in Bereichen der Faltenum

Versatz (. Abb. 7.24). Sie gehen in sogenannten Akkomodationszo biegung von Scherfalten zu sehen, dort gleiten die einzelnen Bänke nen mit Relaisrampen ineinander über.

aneinander vorbei und erzeugen diese Strukturen in den kompe

Am Ende einer Seitenverschiebung kann sich die Bewegung tenteren Bänken.

mithilfe zahlreicher kleiner Verwerfungen zu einer zweiten Seitenverschiebung fortsetzen, die ähnlich orientiert, aber zur Ersten
versetzt ist.

306

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

. Abb. 7.25 Domino- oder Buchrückenverwerfungen in Radiolarit (Ostelba)

13

14

15

16

17

. Abb. 7.26 a Abschiebung in der turbiditischen sandig-mergeligen Wech-
selfolge der pliozänen Marnoso-Arenacea-Abfolge (Nordapennin, Casola

Valsenio). Durch die Bankung ist der Versatz deutlich erkennbar, er beträgt

18
hier 1,5 m. Diese Verwerfung deutet auf ein extensives Regime hin und ist
nur an der Steilwand erkennbar. An der Oberfläche ist sie hingegen nicht
auszumachen. b Ab schiebung in einem Migmatit, die bruchhafte Deforma-

19
tion erfolgte nach der Bildung des Migmatits im oberen Bereich der Kruste

(Paläoproterozoikum, Tansania – Foto: K. Liedtke)

20

21

22

23

7

307

7.2 • Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

. Abb. 7.27 a Saigere Verwerfungsfläche in den massigen kretazischen

Santa-Fe-Kalken bei Alins (Nord spanien). Deutlich sind die glatten paral-
lelen Flächen erkennbar, an denen das Gestein zer rieben wurde. b Steile

Verwerfungsfläche in devonischen Kalken im Lodéve-Becken (Süd frank-
reich). Die guten erkennbaren nahezu horizontalen Rillen und Harnische
zeigen einen fast horizon talen, also lateralen Versatz an. c Steile Verwerfung
zwischen dem gebankten jurassischen Calpio nellen-Kalk (rechts) und der
mergelig-tonigen Abfolge der darunterliegenden Nisportino-Einheit auf

Elba. An der Verwerfungsfläche wurde die Nisportino-Einheit stark zerschert
und deformiert. Letztere ist deutlich weniger kompetent als die gebankten

Kalke, die kaum Deformationsspuren zeigen
z Der Blick auf Verwerfungen im Gelände

Verwerfungen sind Brüche im Gesteinspaket, an denen eine Bewegung stattgefunden hat (. Abb. 7.26 und 7.27). Die Bewegung fand meist in mehreren aufeinanderfolgenden Schritten statt, insbesondere dann, wenn der Versatzbetrag groß ist. Zugleich wird das

Gestein meist in einer Zone um die Bruchfläche bruchhaft oder in
größerer Tiefe plastisch deformiert. Daher ist es leider so, dass Verwerfungen im Gelände nur selten deutlich aufgeschlossen sind. Die

Zerrüttung um die Verwerfungszone herum führt in vielen Fällen
dazu, dass die Aufschlussbedingungen um die eigentliche Verwerfung schlecht sind. Es ist sogar so, dass sich durch die Zerrüttung
häufig Täler entlang von Verwerfungsverläufen bilden, da das Gestein dort leichter erodierbar ist. Verwerfungen werden also eher
selten wirklich gesehen. Jedoch kann man auf sie schließen, wenn
man die Arten der Verwerfungen kennt und das Augenmerk auf
die Gesteine richtet, die beiderseits von möglichen Verwerfungen
auftreten.

308

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4

5

6
a
b

7

8

9

10

11

12

13
c
d

14

. Abb. 7.28 a Fiederspalten mit sinistralem Schersinn. Durch die Scherkräfte öffnen sich bei sprödem Verhalten des Gesteins sigmoidale Klüfte. Können die Spannungen alleine durch die Kluftbildung nicht mehr ausgeglichen werden, dann bildet sich eine Scherfläche aus. b Mit Kalzit gefüllte Fiederspalten in mergeligem Kalkstein, stufenartig ist die Scherfläche aufgeschlossen. Der obere Bereich wurde sinistral verschoben. c Detail. d Diese Fiederspalten in Diorit 15
wurden mit granitoider Schmelze gefüllt. Scherkräfte haben im erkaltenden Diorit an der Grenze zwischen plastischer Deformation und sprödem bruchhaftem Verhalten die Fiederspalten gebildet. Granitoide Schmelze konnte eindringen und dort als Pegmatit auskristallisieren

16

Vertikale

17
normale Lagerung

18

Faltenspiegel

Höhe

Breite
überkippte

Lagerung

19

Medianfläche

20

W
plitude
ellenlänge

Am

21

Faltenspiegel

22

. Abb. 7.29 Faltenbau: geometrische Bezeichnungen. Über die Faltenscheitel (d. h. Sättel) und -tröge können die Faltenspiegel geometrisch definiert werden, 23
sie bilden eine obere und untere umhüllende Fläche der Faltenstruktur. Die Medianfläche geht durch die Wendepunkte der Krümmungsrichtung. Ausgehend von diesen Hilfsflächen können nun weitere Größen wie Höhe und Breite der Falten, Amplitude und Wellenlänge bestimmt werden. Alle diese Eigenschaften können über eine Falten struktur hinweg variieren und beschreiben daher meist die lokale Situation eines Faltenbaus. In der Skizze zeigt der grüne Bereich entlang der Falte normale Lagerung. Im roten Bereich liegt bei diesem vergenten (d. h. verkippten) Faltenbau eine überkippte Lagerung vor: Von links nach rechts kippt die Schichtung über die saigeren (vertikalen) Lagerungsverhältnisse hinweg in eine inverse Lagerung. Gezeigt sind auch die Signaturen, die zur Darstellung auf der Karte verwendet werden können

7

309

7.3 • Faltenstrukturen

. Abb. 7.30 Die Faltenachsen verlaufen entlang der Faltenumbiegungen
der Schichtgrenzen (Synklinale: blau, Antiklinale: rot). Die Fläche, die durch

Faltenachsen
alle Faltenachsen einer Faltenumbiegung geht, ist die Faltenachsenfläche.

Die Faltenachsenfläche kann bei einfachen Falten nahezu eben sein und bei
komplexeren Faltenstrukturen gebogen. Zwischen den Faltenachsen liegen
die Faltenschenkel

Faltenachsenfläche

. Abb. 7.31 Die Stellen mit der stärksten Krüm-
mung werden Scharnier genannt. Unter Wende-

N

S
punkten versteht man die Punkte, an denen die
symmetrische Falten
gekrümmte Fläche von einer konkaven in eine
konvexe Form übergeht. Die Schenkel sind die

A

A

A

S-vergente Falten

Abschnitte zwischen den Wendepunkten und

Faltenspiegel
den Faltenscharnieren. Die höchste Stelle einer

Falte wird Scheitel und die tiefste Stelle Trog
genannt. Die Verbindungslinie zwischen den

A

Scheitel- oder Trogpunkten wird Faltenspiegel
geneigt
hsenfläche
genannt. Bei symmetrischen Falten ( links) liegt
saiger
die Faltenachsenebene senkrecht zum Falten-

Faltenachsenfläche

Faltenac
spiegel. Bei senkrechten Faltenachsen ebenen
sind die Scharniere deckungsgleich mit Scheitel

S
und Trog. Bei vergenten (d. h. verkippten) und

S

S

S
bei unregelmäßigen Falten ( rechts) ist dies in der

Faltenumbiegung / Scharnier (Position der Faltenachse)

Regel nicht der Fall

Scheitel (oben) / Trog (unten)

Wendepunkt auf dem Faltenschenkel

A Antiklinale

S Synklinale
z Fiederspalten

Mit dem Wachstum der Faltenamplitude erweitert sich auch

Fiederspalten (. Abb. 7.28) entstehen im Gestein bei ansetzenden der durch die Faltung deformierte Bereich. Ausgehend von einer Scherspannungen. Durch bruchhafte Deformation entstehen sigmoi Keimzone pflanzt sich die Faltung fort, ähnlich, wie beim Zusamdale Klüfte, die sekundär gefül t werden. Durch ihre Form kann auf menschieben einer Tischdecke. Die Verformung der Schichtung die Richtung der ansetzenden Spannungen rückgeschlossen werden. durch Faltung nimmt lokal schließlich ab, wenn die Druckfestigkeit
und der Verformungswiderstand wieder zunehmen. Danach geht
die Verformung in eine bruchhafte Deformation über, es können

7.3 Faltenstrukturen

Aufschiebungen und Überschiebungen entstehen, die nunmehr den
gerichteten Druck ausgleichen.

Tektonische Falten (. Abb. 7.29) entstehen durch periodisches Biegen

Die Beschreibung und Aufnahme der Faltenstrukturen im Geund Krümmen von Schichtenfolgen aufgrund gerichteter kompres lände erfolgt über ihre Geometrie (. Abb. 7.29–7.31). Die geometsiver Spannung innerhalb der Kruste. Werden Gesteinspakete durch rischen Elemente, die zur Beschreibung herangezogen werden, sind Faltungsprozesse gebogen, rotieren sie aus ihrer ursprünglichen Lage. im Wesentlichen durch die Faltenumbiegungen und ihre Raumlage

Die Rotation kann um nur wenige Grad erfolgen, aber durchaus auch innerhalb der Schichtenfolge sowie der dazwischen liegenden Fal90° übersteigen und führt dann zur überkippten Lagerung.

tenschenkel erkennbar.

Während der Verformung nimmt die Druckfestigkeit des Ge

Der Faltenbau ist im Gelände mit etwas Glück im Querschnitt
steinspakets zunächst ab und steigt später bei zunehmender Ver erkennbar, häufig jedoch sind nur Ausschnitte der dreidimensionaformung wieder an. Ausgehend von Inhomogenitäten und Schwä len Faltenstruktur sichtbar. Betrachten wir den Faltenbau am Beispiel chezonen im Schichtverband beginnt die Faltung mit einer leichten einer gefalteten Schichtfläche im Querschnitt, so fäl t auf, dass sich

Biegung der Schichtung. Diese erste Krümmung führt durch die Re die Krümmung der Schichtfläche entlang des Profilschnittes kontiduzierung der Druckfestigkeit zu einer steigenden Instabilität. Die nuierlich verändert. Die Stellen mit der stärksten Krümmung wer

Faltenamplitude beginnt nach der Initialphase zu wachsen.

den Faltenumbiegung oder Scharnier ( hinge, fold closure) genannt.

310

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.32 Ausgehend von der Faltenform kann
zunächst die Antiform (konvex oben) von der

Synf

S
orm
ynf

Synform (konkav oben) unterschieden werden.

konk
konkav oben
av oben

2

Bei normaler Lagerung, d. h. unter Einbeziehung

Antiform

Antiform
der strati graphischen Reihenfolge, werden
kon
k vex oben
onvex oben
antiforme Strukturen als Antiklinalen oder Sättel

3
und synklinale Strukturen als Synklinalen oder

Mulden bezeichnet. In komplexen Faltenstruktu-

Synk

Syn linale
klinale
ren können Bereiche inverser Lagerung auftreten,

Mulde

Mulde

4
dabei wird die reine Form als Adjektiv benutzt

GOK

G
jung
jung

(antiform oder synform) und die stratigraphische

Strukturbezeichnung als Substantiv (Antiklinale

5
oder Synklinale)

alt
alt

Antik

Anti linale

GOK Geländeoberk

GOK
ante
klinale

6

Sattel

Sattel
antiklinale Antif
linale Anti orm
form

7
überk
überkippte Lagerung
ippte Lagerung

8
synk
synklinale Synf
linale Sy orm
nf

9
antik
antiklinale Synf
linale Sy orm
nform
normale Lagerung
normale Lagerung
synk
synklinale Antiform
linale Antiform

10

11

Zwischen den Scharnieren liegen Bereiche mit einer geringeren

Bei normaler Lagerung liegen die stratigraphisch jüngeren

Krümmung. Unter Wendepunkten ( inflexion points) versteht man Schichten über den älteren. In diesem Fall ist eine Antiform zugleich
die Punkte, an denen die gekrümmte Fläche von einer konkaven eine Antiklinale oder ein Sattel und die Synform eine Synklinale

12
in eine konvexe Form übergeht. Die Schenkel ( limbs) sind die Ab oder eine Mulde. Im Kern der Antiklinalen liegen somit die älteren
schnitte zwischen den Wendepunkten und den Faltenscharnieren. Schichten und im Kern der Synklinalen die jüngeren Schichten.

Bei einem einfachen Faltenbau können somit über die Krümmung

Liegt hingegen eine inverse Schichtenfolge vor, dann wird man

13
der gefalteten Schichtfläche die Lage der Scharniere und die Lage im Gelände im Kern der Antiform die jüngeren Schichten und im
der dazwischen liegenden Schenkel definiert werden. Die höchste Kern der Synform die älteren Schichten finden. In diesem Fall wird

14

Stelle einer Falte wird Scheitel und die tiefste Stelle Trog genannt. Die die Antiform als antiforme Synklinale und die Synform als synforme

Verbindung der Scheitelpunkte ergibt die Kamm oder Firstlinie und Antiklinale bezeichnet.

entsprechend die Verbindung der Trogpunkte die Troglinie.

Bei vertikal verlaufendem Faltenspiegel greifen die Begriffe Anti

15

Die Faltenachsen verlaufen entlang der Faltenumbiegungen von und Synform nicht, in diesem Fall bezeichnet man die Strukturen als

Schichtgrenzen. Die Fläche, die durch alle Faltenachsen einer Falten neutrale Falten. Dies kann beispielsweise bei Falten mit vertikalen

16
umbiegung geht, ist die Faltenachsenfläche. Die Faltenachsenfläche Faltenachsen der Fall sein, sie sind vergleichbar mit dem Faltenwurf
kann bei einfachen Falten nahezu eben sein und bei komplexeren von Gardinen.

Faltenstrukturen gebogen. Zwischen den Faltenachsen liegen die

In einer gefalteten Abfolge können für jede Schichtfläche Falte

17

Faltenschenkel.

nachsen bestimmt werden. Verbindet man die Faltenachsen der ver

Die Faltenachsen sind für die Beschreibung der Faltenstrukturen schiedenen Schichtflächen einer Syn oder Antiform, entsteht eine
im Gelände von besonderer Bedeutung. Sie verbinden die Scharnier Fläche, die Faltenachsenebene oder Faltenachsenfläche (. Abb. 7.30).

18
punkte und beschreiben somit den räumlichen Verlauf der stärksten

Die Form und Lage der Faltenachsenfläche können unterschied

Krümmung durch eine Linie. Die jeweiligen Verbindungslinien zwi lich sein. Eine Spezialform der Faltenachsenfläche ist die Faltenach

19
schen den Scheitel oder Trogpunkten werden Faltenspiegel genannt. senebene, hier liegen alle Faltenachsen auf einer Ebene. Steht die

Die Faltenspiegel bilden eine obere und untere umhüllende Fläche Faltenachsenebene vertikal, dann liegt ein aufrechter Faltenbau vor.

der Faltenstruktur. Bei symmetrischen Falten liegt die Faltenachse Bei geneigter Faltenachsenfläche liegt ein vergenter Faltenbau vor

20
nebene senkrecht zum Faltenspiegel. Bei senkrechten Faltenachsene (. Abb. 7.33). Die Richtung, in die eine Faltenachsenfläche von der benen sind die Scharniere deckungsgleich mit Scheitel und Trog. Bei Vertikalen „wegkippt“, wird als Vergenz bezeichnet.

vergenten und unregelmäßigen Falten ist dies in der Regel nicht der

Die Form der Faltenumbiegung (

21

. Abb. 7.34) ist häufig charak

Fal . Bei symmetrischen aufrechten Falten mit konstanter Amplitude teristisch für den Deformationsstil der gesamten Abfolge. Sie kann
ist der Faltenspiegel horizontal.

zwischen spitzen Umbiegungen (kuspat) und runden Umbiegungen

22

(lobat) variieren. Die Umbiegungsform kann im Faltenbau aber auch
z Benennung von Falten
intern variieren, dies geschieht meist dem Wechsel der Festigkeit

Eine Falte, die nach oben konvex ist, wird als Antiform bezeich aufeinanderfolgender Schichten entsprechend.

23
net, die Synform ist nach oben konkav (. Abb. 7.32). Diese Bezeichnungen beschreiben die Faltenform rein geometrisch. Die Bezeich z Zylindrische und nichtzylindrische Falten nungen Antiklinale (Sattel) und Synklinale (Mulde) enthalten eine Geometrisch können zwei Arten von Falten anhand des Verlauzusätzlich stratigraphische Information.

fes der Faltenumbiegung unter schieden werden, zylindrische und

7

311

7.3 • Faltenstrukturen

Klassifikation von Falten nach dem Öffnungswinkel

Öffnungswinkel
offen
stumpfwinklig
geschlossen
eng

120-180°

70-120°

30-70°

5-30°
isoklinal

< 5°

Klassifikation von Falten nach der Neigung der Faltenachsenfläche (Vergenz)

Faltenachsenfläche

Hangendschenkel
henkel

Rücksc

Liegendschenkel

Vorderschenkel

aufrecht
geneigt
überkippt
liegend
abtauchend

Vergenz

. Abb. 7.33 Der Öffnungswinkel und die Vergenz des Faltenbaus sind charakteristische Merkmale, die zur Beschreibung der Geometrie des Faltenbaus herangezogen werden. Schon über eine lokale, rein deskriptive Einordnung im Gelände können bereits erste Aussagen über die Art der regionalen Falten strukturen gemacht werden. Davon ausgehend können genetische Aspekte, die zur Entstehung der Faltenstrukturen geführt haben, diskutiert werden
breit
eng
runde Umbiegung
lobat
breit

. Abb. 7.34 Die Form der Faltenumbiegung ist

Bereich der
häufig charakteristisch für den Deformationsstil

Faltenumbiegung
der gesamten Abfolge. Sie kann zwischen spit-

( hinge zone)

zen Umbiegungen (kuspat) und runden Umbie-
spitze Umbiegung
gungen (lobat) variieren. Die Umbiegungsform
kuspat
kann im Faltenbau aber auch intern variieren,
eng
dies geschieht meist dem Wechsel der Festigkeit
aufeinanderfolgender Schichten entsprechend

312

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1
gebogene Faltenachse
gerade Faltenachse

Faltenachsenkulmination

2

Faltenachsendepression

3

4

5

6

7

8
nichtzylindrische Falte
zylindrische Falte

9

. Abb. 7.35 Zylindrische Falten haben eine zylindrische Faltenumbiegung, d. h. die Faltenachse ist nahezu eine Gerade. Dies ist bei nichtzylindrischen Falten 10
nicht der Fall. Die Schnittlinie zwischen Faltenachsenebene und Schichtfläche ist bei diesen eine Raumkurve mit hohen (Kulminationen) und tiefen Abschnit-ten (Depressionen)

11

12

13

14

15

16
a
b

17

Firstlinie

18

19

Faltenachsen

20

Troglinie
c
d

21

. Abb. 7.36 a Offene Falte oder Flexur im Radiolarit (Elba). b Stumpfwinklige Falte, die Schenkel stehen in einem Winkel von etwa 90° zueinander. c Liegende 22
zylindrische Falte in der Permotrias (Süd pyrenäen, Spanien). Die Faltenachsen tauchen in den Berg ein. d Auch bei liegenden zylindrischen Falten sind die Faltenachsen Geraden

23

7

313

7.3 • Faltenstrukturen

. Abb. 7.37 a Nichtzylindrische isoklinale Falten im Marmor der Alpi Apuani (Italien). Die Falten strukturen sind unregelmäßig und die Faltenachsen sind stark gebogene Raumkurven. b Interne Fältelung im Gips durch Aufstieg und Deformation des Zechstein-Diapirs (Stadtoldendorf)

umlaufendes Streichen

N
jung
alt

. Abb. 7.38 Auf dieser einfachen geologischen Karte treten eine stratigra-
phisch ältere ( grün) und eine jüngere Schicht ( gelb) auf. Im Nordwesten der

Karte liegen zahlreiche Messungen vor. Deutlich ist aus den Einfallsrichtungen
der Verlauf der Faltenachse abzuleiten, die Streichrichtung der Mulde verläuft

SW–NO. Zugleich ist ein umlaufendes Streichen festzustellen, dies deutet auf
eine Neigung der Falten achse hin. Hier fällt die Muldenachse nach SW ein. Für
den Südosten des Blattes sind keine Schicht messungen eingetragen – alleine
durch den Verlauf der Ausbisslinie kann auf eine weitere Mulden struktur
geschlossen werden. Im Muldenkern liegen die jüngeren Schichten
nichtzylindrische Falten (. Abb. 7.35–7.37). Zylindrische Falten Sind die Faltenachsen bereits in den Karten eingetragen, so kann der haben eine gerade Faltenachse, der Bereich der Faltenumbiegung Betrachter die Information direkt ablesen. Sind sie nicht eingetragen,
kann mit einem Zylinder verglichen werden. Beispiel: Legt man so helfen die Verläufe der Ausbisslinien und die Einfal szeichen da

Pizzateig über eine Teigrolle, entsteht eine zylindrische Falte (die bei, die Faltenstrukturen zu erkennen (. Abb. 7.38). Gegenläufiges Teigrolle ist dabei der Zylinder). Nichtzylindrische Falten haben Einfallen oder umlaufendes Streichen der Schichten deuten auf Falkeine gerade Faltenachse, stattdessen ist die Schnittlinie der Fal tenstrukturen hin.

tenachsenfläche mit der Schichtfläche eine Raumkurve. Beispiel:

Die Raumlage von Falten ist durch die Orientierung der Falten

Faltet man den Pizzateig mit zwei Händen in der Luft, so wird der achsen gegeben. Die Ausrichtung der Faltenachsen zu den Himmels

Pizzateig durchhängen und eine nichtzylindrische Falte bilden. Bei richtungen gibt die Streichrichtung des Faltenbaus an. Ein Wel blech
nichtzylindrischen Falten bilden sich durch den gebogenen Verlauf kann zur Veranschaulichung dienen. Liegt das Wel blech horizontal,
der Faltenachsen tief liegende Bereiche (Depressionen) und hoch so liegen auch die Faltenachsen horizontal und alle haben dieselbe
liegende Abschnitte (Kulminationen). Sie können vereinfacht in Orientierung. Wird also im Gelände an einer Stelle die Orientierung

Teilabschnitte mit nahezu zylindrischen Eigenschaften unterteilt der Faltenachse bestimmt, so kann diese Aussage lokal bis regional
werden, dabei wechselt das Eintauchen der Faltenachse von Ab übertragbar sein.

schnitt zu Abschnitt.

Häufig liegen Faltenachsen nicht horizontal, sondern sie sind
geneigt (. Abb. 7.39 und 7.40). Kippt man das Wel blech in eine bez Faltenbau – Blick auf die geologische Karte stimmte Richtung, dann neigen sich die Faltenachsen ebenfal s um

Faltenstrukturen können auf der geologischen Karte über folgende diesen Betrag und das gesamte Regenwasser fließt in diese Richtung

Merkmale erkannt werden:

-
ab. In diesem Fall spricht man von abtauchenden Faltenachsen.

eingetragene Faltenachsen,

- Einfalszeichen,

- Verlauf der Ausbisslinien und das Auftreten der stratigraphischen Einheiten.

314

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.39 Raumlage und Neigung der Falten-

Horizontale Faltenachse
achse. Der blaue und der pinke Punkt auf der

Falte symbolisieren zwei Schichtorientierungen

2

Großkreise

N
auf den Schenkeln der Falte. Ihre Orientierung
bei horizontaler ( oben), geneigter ( mitte) und
steiler Faltenachse ( unten) ist jeweils im Schmidt-

3
schen Netz (▶ Abschn. 7.4) als Einfallsvektor
dargestellt. Die Zone der möglichen Schicht-
orientierungen ist für die drei Möglichkeiten

4
gekennzeichnet

5

Zone möglicher Schichtorientierungen

6

Geneigte Faltenachse

N

7

8

9

10

11

Steile Faltenachse

N

12

13

14

15

Durchstoßpunkte:

Einfallsvektoren

Flächennormalen

16

Faltenachse

17

18

19

20

. Abb. 7.40a–d Vergenz und Abtauchen von Faltenstrukturen auf der geologischen Karte. Das Relief wurde hier vernachlässigt. a Hier liegt ein zylindrischer 21

Faltenbau mit horizontalen Faltenachsen vor. Durch die zentrale Lage der Faltenachsen innerhalb der Mulden- und Sättelkerne kann auf einen symmetrischen Faltenbau mit steilen Faltenachsenebenen geschlossen werden. b Beim vergenten zylindrischen Faltenbau sind die Faltenumbiegungen vom Faltenkern zum steileren Schenkel hin versetzt. Steile Faltenschenkel haben eine schmale Ausstrichbreite, flache Schenkel eine breite. c Abtauchende Faltenachsen erzeugen 22
an der Oberfläche umlaufendes Streichen. Die Ausbisslinien folgen diesem umlaufenden Streichen. Hier tauchen die Faltenachsen nach Osten hin ab, dadurch tritt die gelbe Schicht im Osten nicht mehr an der Oberfläche auf. d Nichtzylindrischer Faltenbau ist ge kennzeichnet durch Faltenachsendepressionen und 23

-kulminationen. Dadurch tauchen die Falten strukturen an der Oberfläche walrückenartig auf und ab

7

315

7.3 • Faltenstrukturen
zylindrischer Faltenbau – symmetrisch / horizontale Faltenachsen

N

S

N
zylindrischer Faltenbau – N-vergent / horizontale Faltenachsen

N

S
zylindrischer Faltenbau – symmetrisch / nach E abtauchende Faltenachsen

Geländeoberkante im:

N

S

Profil E

Profil W
nichtzylindrischer Faltenbau – Spur der Faltenachsenebene ist keine Gerade

N

S

Profil W

S

N

S Profil E

316

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.41a–c Auftreten der Faltenbereiche im

Faltenumbiegung / Scharnier

Gelände. a In den rot markierten Bereichen wäre
die Faltenumbiegung zu sehen. Grundsätzlich

2
kann man davon ausgehen, dass im Rahmen

Schenkel
einer Geländeaufnahme die Bereiche der Falten-
schenkel an der Geländeoberfläche weiter ver-

3
breitet auftreten, als die Faltenscharniere. b Bei
einer gefalteten Schichtenfolge können zu weit
auseinander liegende Messungen des Schichtein-

4
fallens dazu führen, dass die tatsächliche Struktur
nicht erkannt wird. Im Beispiel zeigen die

Messungen scheinbar ein konstantes Einfallen

5
nach S an, die Falten struktur bleibt unentdeckt.

c Ein dichtes Messnetz von Einfallswerten gibt
die nordvergente Falten struktur wieder. Nach der

6

Lage der Faltenumbiegungen kann nun gezielt
im Gelände gesucht werden
a

7

S

N

8

9

10

11
b

12

S

N

13

14

15

16

17
c

18

7.3.1 Falten im Gelände erkennen

In diesem Abschnitt beschreiben wir an einigen Beispielen die
und beschreiben
wesentlichen Merkmale des Faltenbaus. Falten sind dann besonders

19
eindrucksvol , wenn man die Faltenumbiegungen erkennen kann.

Tatsächlich sagen einem die Faltenumbiegungen bereits sehr viel

Der gefaltete Charakter einer Schichtenfolge ist dann besonders über den lokalen und regionalen Faltenbau aus. An der Faltenum

20
eindrucksvoll erkennbar, wenn die Faltenumbiegungen gut aufge biegung kann die Orientierung der Faltenachsen direkt bestimmt
schlossen sind. Faltenstil, Vergenz und Verlauf der Faltenachsen und werden, ebenso sind Vergenz und Geometrie der Falten direkt zu

Faltenachsenflächen lassen sich dann unmittelbar ableiten. Leider beobachten.

21
sind die Aufschlussbedingungen nicht immer ideal, daher ist die

Bei Biegegleitfalten gleiten die einzelnen Schichten eines ver

Kenntnis der geometrischen Zusammenhänge des Faltenbaus in bogenen Gesteinspakets aneinander vorbei, um die Verkürzung

22
jeder Situation hilfreich, um Faltenstrukturen sicher zu erkennen im inneren Bogen und die Verlängerung im äußeren Bogen auszu

(. Abb. 7.41). Zu weit auseinanderliegende Messungen des Schicht gleichen. Intern werden die Schichten dabei kaum verformt, ihre einfallens können dazu führen, dass die tatsächliche Struktur nicht Mächtigkeit ändert sich nicht. Bei Scherfalten wird hingegen das

23
erkannt wird.

gesamte Gesteinspaket verformt, was auch die einzelnen Schichten

7

317

7.3 • Faltenstrukturen

Schichtparallele Scherung bei Faltung
a
b
c
d

. Abb. 7.42a–d Faltung mit schichtparalleler Scherung. Klassisches Beispiel mit einem Telefonbuch. a Wir zeichnen ein Bild auf die Seite eines Telefonbuchs.

b Falten wir das Telefonbuch nun so, dass das Bild etwa in der Faltenumbiegung liegt, stellen wir eine relativ geringe Verzerrung (Zerscherung) des ursprünglichen Bildes fest. c Falten wir das Telefonbuch jedoch so, dass das Bild auf einem der Schenkel liegt, ist die Verzerrung (Zerscherung) beträchtlich. Die einzelnen Seiten des Telefonbuches haben sich gegeneinander verschoben. d Schichtparallele Scherung hier wird durch den Versatz einer kalzitischen Kluft verdeutlicht.

Ohne den Versatz der Kluft wäre die Scherung der Schichtpakete kaum erkennbar
betrifft. Das ist mit einem verbogenen Telefonbuch vergleichbar, spaten) Umbiegungen und geraden Schenkeln. Bei ChevronFalten
wobei die Bewegung der einzelnen Seiten den Scherflächen ent stehen die Faltenachsen senkrecht zum Faltenspiegel. Innerhalb eispricht, die dicht an dicht im Gestein liegen. Die Scherung kann ner Falte kann es bei unter schiedlich kompetenten Schichten zu eiparallel zur Schichtung (. Abb. 7.42) oder schräg zu Schichtung nem Wechsel zwischen spitzen und runden Umbiegungen kommen erfolgen.

(. Abb. 7.45). Die spitzen Umbiegungen zeigen stets in das kompe

ChevronFalten (. Abb. 7.43–7.46) sind der symmetrische Spe tentere und somit schwerer zu verformende Material. Beispiele mit zialfall der ZickzackFalten, also Falten strukturen mit spitzen (ku lobater Faltenumbiegung sind . Abb. 7.47 und 7.48.

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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9

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. Abb. 7.43 a Spitzwinklige Umbiegung einer Antiklinalen in kretazischem

11

Kalkstein (Gerri de la Sal, Südpyrenäen, Spanien). Hierbei handelt es sich
um eine Biegegleitfalte, die kompetenten Kalkbänke sind auf mergeligen

Zwischenlagen aneinander vorbeigeglitten. Falten mit solch enger Falten-

12
umbiegung und nahezu ebenen Schenkeln werden auch als Chevron-Falten
bezeichnet. b Knickfalte in der Nisportino-Formation (Elba, Italien), die kom-
petenten Kalkbänke wurden im Kern ( im Bild oben) noch umgebogen, nach

13
außen hingegen geknickt ( im Bild unten)

14

N

S

Vergenz

15

Chevron-Falten

- spitze enge Faltenumbiegung

- symmetrische Falten

16

- gerade Schenkel

- hier südvergent
e

17
alikrt

Faltensp

Ve
iegel

. Abb. 7.44 a Chevron-Falten sind symmet-

18
rische Faltenstrukturen mit kuspaten (spitzen)

Umbiegungen und geraden Schenkeln. b Die

Chevron-Falte ist eine spezielle Art der Zick-

19
zack-Falten. Während Zick zack-Falten allgemein
durch ihre geraden Schenkel und kuspaten

Falten

Faltenumbiegungen gekenn zeichnet sind,

20
spiegel
kommt bei Chevron-Falten die Symmetrie im
a

Faltenachsenfläche

Faltenbau als weiteres Kennzeichen hinzu: Bei

21
ihnen stehen die Faltenachsenebenen senkrecht
zum Faltenspiegel

22

. Abb. 7.45 a Kleinräumige Änderung der Faltenumbiegung: spitze (kuspate) bis runde (lobate) Falten umbiegung in der Radiolarit-Ton-Wechselfolge der 23

Diaspri-Formation (Elba, Italien), was auf wechseln de Kompetenz und Mächtigkeit der hellen Radiolaritlagen und der dunklen tonigen Lagen zurückzuführen ist. Die spitzen Umbiegungen zeigen stets in das kompetentere und somit schwerer zu verformende Material, hier in die Radiolaritlagen. Je spitzer die Umbiegung, umso mächtiger sind die Lagen im Umbiegungsbereich im Vergleich zu den Schenkeln. b Chevron-Falten in derselben Abfolge, hier haben die Radiolaritlagen eine konstante Mächtigkeit von 2–3 cm und alternieren mit etwa gleich mächtigen Tonlagen, die als Scherhorizonte dienen. Auch hier ist der Wechsel von lobaten zu kuspaten Faltenumbiegungen innerhalb der Wechselfolge erkennbar

7

319

7.3 • Faltenstrukturen

N

S

Faltenspiegel

Faltenspiegel

Chevron-Falte

Zickzack-Falte

- symmetrisch

- asymmetrisch

- hier südvergent

- hier nordvergent
b

- Faltenspiegel taucht nach S ein

- Faltenspiegel taucht nach S ein

. Abb. 7.44 (Fortsetzung) a Chevron-Falten sind symmetrische Faltenstrukturen mit kuspaten (spitzen) Umbiegungen und geraden Schenkeln. b Die Chevron-Falte ist eine spezielle Art der Zickzack-Falten. Während Zick zack-Falten allgemein durch ihre geraden Schenkel und kuspaten Faltenumbiegungen gekennzeichnet sind, kommt bei Chevron-Falten die Symmetrie im Faltenbau als weiteres Kennzeichen hinzu: Bei ihnen stehen die Faltenachsenebenen senkrecht zum Faltenspiegel

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.46a–c Zickzack-Falte in der Nisportino-Einheit (Jura-Kreide-Grenze, Elba, Italien). a Doppel sattel in einer Wechselfolge aus Tonstein (dunkelrot) und Kalkstein (hellgrau) mit nahezu ebenen Schenkeln und kuspater Faltenumbiegung. b Der vergrößerte Ausschnitt aus der linken Falten umbiegung zeigt eine 15
interne Überschiebung des linken flacheren Schenkels auf den rechten steileren Schenkel der Antiklinale. c Der vergrößerte Ausschnitt des flachen linken Schenkels zeigt die schicht interne Verstellung. Verursacht durch die schichtparallele Scherung während der Faltung (rote Pfeile) wurden an vertikal zur Schichtung ausgerichteten Scherflächen kleine Blöcke rotiert. Es entsteht das charakteristische Domino- oder Buchrücken-Muster (siehe auch . Abb. 7.25) 16

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18

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20

21

. Abb. 7.47 Antiklinal-Synklinal-Struktur mit lobater Faltenumbiegung in

22
einer devonischen Kalk-Mergel-Abfolge (Lodéve-Becken, Südfrankreich)

23

7

321

7.3 • Faltenstrukturen

. Abb. 7.48 a Lobate Synklinale in einer Ton-Kalk-Wechselfolge aus dem

Lias (Pont de Suert, Nord spanien). b Vergrößerung aus dem Bereich rechts
unten von (a). Die kompetenteren gelblichen Kalk bänke sind durch vertikal
zur Schichtung stehende Klüfte durchzogen. Die Tonsteine sind hingegen
parallel zur Faltenachsenebene geschiefert
z Foliation, Schieferung und Faltenbau

Einregelung und Wachstum von

Schieferung entsteht als Reaktion eines gerichteten Druckes auf das

Phyllosilikaten führen zur Bildung

Gestein. Dies führt zur Ausrichtung der Minerale und zu orientierter
von Schieferflächen

Mineralneubildung im Wesentlichen senkrecht zur Einengungsrichtung (. Abb. 7.49).

In homogenen tonigen Gesteinen sind Schichtung und Schieferung nicht leicht zu unterscheiden, da weder ein Materialwechsel noch eine Gradierung im Gestein erkennbar ist. Die in solchen Gesteinen auftretenden Flächen sind meist Schieferflächen, die

Schichtflächen sind nicht oder kaum ausgebildet. Solche homogenen

Tonschiefer eigenen sich besonders gut als Dachschiefer. Die homogenen Materialeigenschaften der Schieferplatten garantiert eine
gute Verarbeitung und Haltbarkeit bei den Temperaturschwankungen, denen sie ausgesetzt sind. Im Aufschluss sol te daher immer
mit etwas Geduld nach einem Materialwechsel gesucht werden, um
die Zuordnung der im Gestein auftretenden Flächen eindeutig vor

. Abb. 7.49 Die ausgezeichnete Spaltbarkeit der Schichtsilikate bedingt,
nehmen zu können.

dass sich Gesteinsplatten leicht in Richtung der Schieferung abspalten lassen.

Die Schieferung tritt in gefalteten nicht metamorphen Abfolgen Schieferungsflächen gehen quer durch die Schichten folge, daher ist an Ihnen
kein Materialwechsel erkennbar. Dies ist ein wichtiges Merkmal, um sie von
in der Regel in tonigen und ton mineral reichen Gesteinen auf. Die einer primären sedimentären Schichtung zu unterscheiden

Schieferflächen stehen dabei nahezu parallel zu den Faltenachsenebenen (. Abb. 7.50). Besonders interessant sind daher Aufschlüsse, an denen sowohl die Schichtung als auch die Schieferung zu erken sprechenden Lagen, notfal s mit der Lupe, lohnt sich immer. Außernen sind. Die Schnittlinie beider Flächen gibt die Orientierung der dem kann durch den Vergleich der Einfal swinkel von Schichtung Falten achsen an. Schichtung erkennt man stets an einem Material und Schieferung festgestel t werden, ob eine überkippte Schichtwechsel senkrecht zu den Schicht flächen (. Abb. 7.51). Häufig ist lagerung vorliegt (. Abb. 7.50b). Beispiele mit Schieferung zeigen dies nicht einfach auf den ersten Blick zu erkennen, insbesondere . Abb. 7.51, 7.52 und 7.53.

wenn es sich um homogene Sedimente handelt. Die Suche nach ent

322

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.50 a Die Schieferflächen liegen räum-

Verge
lich parallel zur Faltenachsenebene. Eine meiler-
nz
artige Ausrichtung von Schieferflächen tritt in

2
tonigen Sedimenten auf, wenn diese mit kompe-
tenten Schichten (z. B. Sandstein oder Kalkstein)

wechsellagern. Die kompetenten Schichten er-

Faltenachsenebene

3
fahren keine Schieferung, sondern bilden Klüfte
aus. b Sind an einem Aufschluss Schichtung und

Schieferung erkennbar, kann über die größere

4

Klüftung im Sandstein

Steilheit der Flächen bestimmt werden, ob eine
normale oder überkippte Lagerung vorliegt. Bei
normaler Lagerung ist die Schieferung steiler als

5
die Schichtung. Steht hingegen die Schichtung
steiler als die Schieferung, ist dies ein gutes Indiz
für überkippte Lagerungsverhältnisse

6

7

Schieferung im Tonstein
a

8

Schieferung

9

Schichtung

10

11

12

13

Schieferung

Schichtung

14
steiler als
steiler als

Schichtung:

Schieferung:

b
normale Lagerung
überkippte Lagerung

15

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. Abb. 7.51 Zerscherte Sandsteinbank in Tonstein (Permotrias, Südpyrenä-
en, Spanien). Deutlich ist die Schieferung des rötlichen Tonsteins erkennbar.

20

Die etwa 20 cm mächtige Sandsteinbank ist in Blöcke zerschert. Die Richtung
der Scherflächen im Sandstein steht leicht schräg zur Schieferung des Ton-
steins. Die Schieferung steht steiler als die Schichtung, daher ist eine normale

21

Lagerung anzunehmen

22

. Abb. 7.53a–d Schieferung und Schichtung. a Schieferung in einer devonischen tonig-kalkigen Abfolge (Südpyrenäen, Spanien). Die steilstehende Schichtung ist noch durch die dünnen herauswitternden Kalkbänkchen zu erkennen. Sie sind deutlich durch die flach stehende Schieferung zerschert. Dies deutet 23
auf eine überkippte Lagerung hin. b Die Schieferflächen gehen im Bild von rechts oben nach links unten. Sie zeigen ein Umbiegen in der Mitte des Bildes. Hier wird die Schieferung durch einen Materialwechsel (dünne siltige Lage) gebrochen. Die Schichtung liegt hier also leicht geneigt nach links (Rio-Marina-Formation, Elba). c Diese Schieferflächen in der Aufsicht zeigen Knickbänder ( kink bands). Hier knicken die Schieferflächen um etwa 20° von der Hauptrichtung ab.

Knickbänder entstehen durch Instabilitäten bei der Scherung an den Schieferflächen. Sie können durch geringfügigen Materialwechsel oder durch eine zweite Schieferrichtung ausgelöst werden (ordovizischer Schiefer, Huaytapallana, Peru). d Skizze zu Knickbändern

7

323

7.3 • Faltenstrukturen

. Abb. 7.52a–c Schieferung in tonigen Gesteinen. a Schieferung und

Schichtung in unterdevonischem Tonstein (Ürzig an der Mosel). Die 0,5–1 m
mächtigen Tonsteinbänke liegen relativ flach. Schräg dazu sind deutlich
die steileren Schieferflächen zu erkennen. Dies deutet auf eine normale

Lagerung hin. b Steilstehender Tonschiefer des Unterdevons (Südpyrenäen,

Spanien). Das Gestein verwittert an der Oberfläche zu dünnen Schiefer-
plättchen. c Griffelförmig zerfallen geschieferte Tonsteine, wenn zwei oder
mehr schräg aufeinanderstehende Schieferungen im Gestein auftreten

(Mayschoß, Ahr)

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.54a–d Foliation ist meist durch einen deutlichen Materialwechsel erkennbar. a Foliation in Marmor (Alpi Apuani, Italien). Die Foliation entstand durch die ursprüngliche Wechselfolge kalkiger und tonig/mergeliger Lagen, in dem Gestein sind die rein kalzitischen Lagen verwitterungsresistenter. Deutlich sind Knickbänder erkennbar. b Augengneise zeigen durch die orientierten Biotite eine Foliation. Die großen Orthoklase („Augen“) sind hier durch die Scherung 13
gegen den Uhrzeigersinn rotiert (Sigma-Klasten). c Hier wechseln helle rein kalzitische Marmorlagen mit dunklen Marmorlagen ab. Der höhere organische Anteil und ursprüngliche Tongehalt ist für die dunklere Farbe verantwortlich (Valdana-Marmor, Elba). d Bänderung in migmatitischen Gneisen, die Lagen mit den 14
hellen Mineralen Quarz und Feldspat (Leukosom) waren bereits aufgeschmolzen. Die biotitreichen Lagen (Melanosom) waren noch fest, das ganze Gestein wurde aber durch Scherprozesse plastisch deformiert (kambrische Gneise, Huaytapallana Peru)

15

M-Falten

16

Z-Falten

17
lokale Vergenz
im Uhrzeigersinn
lokale Vergenz

18
gegen den

Uhrzeigersinn

Falten 2. Ordnung

S-Falten

19

. Abb. 7.55 a Die Faltung 1. Ordnung (rote

Linie) wird durch Falten 2. Ordnung und Para-

20
sitärfalten überlagert. b Die durch Melanosom

(dunkle Lage) und Leukosom (helle Lage) deut-
liche Fältelung in einem migmatititschen Gneis

Parasitärfalten

21

Falten 1. Ordnung

(Peru) zeigen im angeschnittenen Handstück

S-Falten am Falten schenkel und M-Falten an der
a

Faltenumbiegung

22

23

7

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7.3 • Faltenstrukturen

. Abb. 7.55 ( Fortsetzung) a Die Faltung 1. Ord-
nung (rote Linie) wird durch Falten 2. Ordnung
und Parasitärfalten überlagert. b Die durch

S-Falten

Melanosom (dunkle Lage) und Leukosom (helle

Lage) deutliche Fältelung in einem migmatitit-
schen Gneis (Peru) zeigen im angeschnittenen

Handstück S-Falten am Falten schenkel und

M-Falten

M-Falten an der Faltenumbiegung
b

Foliation entsteht unter metamorphen Bildungsbedingungen z Mullions und Boudins
durch Scherprozesse und durch differentielle Druckbedingungen Liegen kompetente Bänke in einer deutlich weicheren Schicht, dann

(stärkerer Druck aus einer Richtung). Dieses planare Gefüge ist gut ergibt sich ein hoher Kontrast der Festigkeit zwischen beiden lithodurch einen Materialwechsel zwischen den einander abwechselnden logischen Einheiten. Dies kann der Fall sein, wenn zum Beispiel eine Mineral agen erkennbar, aber natürlich nicht mit einer sedimentären Sandsteinbank oder eine Kalksteinbank in einer tonigen Abfolge
primären Schichtung zu verwechseln (. Abb. 7.54).

auftritt.

Durch Einengung parallel zur Schichtung kommt es zur Faltung
z Falten 2. Ordnung und Parasitärfalten
der kompetenten Schicht. Durch den hohen Festigkeitsunterschied

Ausgehend von einer Faltung 1. Ordnung können Falten 2. Ord entstehen Falten, bei denen die spitzen Umbiegungen (kuspat) stets
nung und Parasitärfalten auf unterschiedlichen Skalen entstehen in das kompetentere Material und die runden Umbiegungen (lo

(. Abb. 7.55). Durch plastische Stauchung des Gesteins bilden sich bat) in das weichere Material zeigen (. Abb. 7.56). Die Wellenlänge Fältelungen, die in Bezug zur Faltenfläche 1. Ordnung bestimmte liegt dabei in der Größenordnung der Mächtigkeit der kompetenten

Vergenzen annehmen können. Je nach Ausrichtung oder Vergenz Schicht. Die lobenförmigen Strukturen, die in Richtung der Falteder sekundären Fältelung können folgende Faltenarten 2. Ordnung nachsen ausgerichtet sind, werden Mullions genannt.

unterschieden werden:

Boudinage (. Abb. 7.57) entsteht hingegen durch Dehnung parallel zur ursprünglichen Schichtung. Kompetentere Bänke werden

- ZFalten entstehen im Bereich der Schenkel der Hauptfalte
und zeigen eine lokale Vergenz im Uhrzeigersinn,
auseinandergerissen und bilden linsenförmige Körper in einer weicheren Matrix.

- SFalten entstehen im Bereich der Schenkel der Hauptfalte und
zeigen eine lokale Vergenz gegen den Uhrzeigersinn,

- MFalten entstehen im Bereich der Umbiegung der Hauptfalte
und zeigen eine symmetrische, nicht vergente Faltenstruktur.

kuspat-
lobat
doppelseitig
a

. Abb. 7.56a–c Mullions entstehen durch schichtparallele Einengung einer Wechsellagerung unter schiedlich kompetenter Gesteine. a Es handelt sich um Falten, deren Wellenlänge in etwa mit der Mächtigkeit der kompetenten Schicht übereinstimmt. Es können sich kuspat-lobate oder doppelseitige Mullions ausbilden. b Kuspat-lobate Mullionausbildung einer mikritischen Kalkbank (hell) in der tonigen Abfolge der Nisportino-Formation (braun-rot) auf Elba.

Deutlich sind im unteren Bereich die kuspaten Umbiegungen erkennbar, die in den kompetenteren Kalkstein zeigen, die lobaten Umbiegungen zeigen in den weicheren Tonstein. Nach oben im Bild wird die Struktur undeutlicher. c Die Schicht ober flächen der kompetenten Schicht zeigen Runzeln, diese Mullions haben eine Wellenlänge zwischen 5 und 10 cm

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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b
c

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. Abb. 7.56a–c ( Fortsetzung) Mullions entstehen durch schichtparallele Einengung einer Wechsellagerung unter schiedlich kompetenter Gesteine. a Es handelt sich um Falten, deren Wellenlänge in etwa mit der Mächtigkeit der kompetenten Schicht übereinstimmt. Es können sich kuspat-lobate oder doppelseitige Mullions ausbilden. b Kuspat-lobate Mullionausbildung einer mikritischen Kalkbank (hell) in der tonigen Abfolge der Nisportino-Formation (braun-rot) auf 13

Elba. Deutlich sind im unteren Bereich die kuspaten Umbiegungen erkennbar, die in den kompetenteren Kalkstein zeigen, die lobaten Umbiegungen zeigen in den weicheren Tonstein. Nach oben im Bild wird die Struktur undeutlicher. c Die Schicht ober flächen der kompetenten Schicht zeigen Runzeln, diese Mullions haben eine Wellenlänge zwischen 5 und 10 cm

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a
b

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. Abb. 7.57a–c Boudins entstehen durch Dehnung parallel zur ursprüngli-
chen Schichtung. a Kompetentere Bänke werden auseinandergerissen und

23
bilden linsenförmige Körper in einer weicheren Matrix. b Kieselige Lagen in

Kalkstein mit beginnender Boudinage. Die kieseligen Bänke sind durch erste

Abscherungen zerlegt. c Linsenförmige Boudins mikritischer Kalke in einer
c
zerscherten mergeligen Matrix. Hier ist die Zerscherung der kompetenteren

Kalkbänke bereits weit fortgeschritten (Alpi Apuani, Italien)

7

327

7.3 • Faltenstrukturen

7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

Faltenstrukturen können sich auch ohne tektonische Krustendeformation bilden. Dabei handelt es sich meist um Deformation in bewegten Gesteinspaketen, dabei ist die Bewegung nicht primär durch tektonische Ursachen ausgelöst worden.

Mögliche Ursachen nichttektonischer Faltenstrukturen sind beispielsweise:

- Kryoturbation – Schichtdeformation durch Frosteinwirkung

(. Abb. 7.58),

- Rutschungen ( slumpings & slidings) – Rutschung unverfestigter

Sedimente in Beckenrandbereichen (. Abb. 7.59),

- Salztektonik – Aufstieg und Deformation von Salzen aufgrund
der geringen Dichte (. Abb. 7.60),

- Ausdehnungsfalten – schichtgebundene Volumenzunahme,
zum Beispiel bei der Umwandlung von Anhydrit zu Gips

. Abb. 7.58 Durch Kryoturbation im Permafrostbereich entstandene

(. Abb. 7.61),

Faltung. Das Auftauen in einer tonigen Wechselfolge führte in Hanglage zu

Rutschungen und Stauchungserscheinungen (Perm am südöstlichen Rand

- Schleppfalten – Deformation an Verwerfungen (. Abb. 7.62), des Thüringer Waldes, Deutschland)

- Hakenschlagen – Deformation oberflächennaher Schichten
durch Bodenfließen an Hängen (. Abb. 7.63).

. Abb. 7.59a–d Interne Strukturen von Slumpings. a Intern stark deformatierter Rutschungskörper (Ainsa, Südspanien). Die noch nicht vollständig verfestigten Sedimentschichten wurden während der Rutschung plastisch verfaltet. Der Aufschluss (Höhe ca. 3 m) zeigt eine deutlich ausgeprägte liegende Falte.

Der obere rechte Bereich wurde über den unteren linken geschoben. b Eine durch Slumping deformierte Bank im Mittleren Muschelkalk bei Eschershausen (Niedersachsen) im Zentrum des Bildes. Im Liegenden und Hangenden des gefalteten und zerscherten Schichtpakets sind undeformierte Schichtpakete erkennbar. Damit kann eine tektonische Deformation ausgeschlossen werden. c Intern vollkommen deformiertes Schichtpaket. Die interne Schichtung des Rutschungs körpers wurde während der Rutschung beinahe vollständig zerstört. Nur einzelne kleine Sediment schollen, die fester waren, liegen chaotisch in der feinkörnigen Matrix. Der darüberliegende Sandstein hat sich nach dem Rutschungsvorgang abgelagert (Boltaña, Nordspanien). d Mächtiger Rutschungskörper mit deformierter Schichtenfolge (Aufschlusshöhe ca. 40 m) innerhalb der turbiditischen Marnoso-Arenacea-Formation bei Casola Valsenio (Nordapennin, Italien). Die ursprüngliche sandig-mergelige Wechselfolge der Turbidite ist insgesamt erhalten geblieben, aber intensiv deformiert

328

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.60 Durch Salztektonik deformiertes Steinsalz. Die dunklen Lagen

7
sind Bereiche mit gering fügigen tonigen Einschaltungen. Nur dadurch wird
die Deformation der ursprünglichen Schichtung deutlich

. Abb. 7.61 Der ursprüngliche Anhydrit wandelt sich bei Wasseraufnahme
in Gips um und dehnt sich dabei um etwa 60 Vol.-% aus. Dadurch legen sich

8
die ehemals anhydritischen Lagen in Falten. Charakteristisch sind die nicht
deformierten primären Gipslagen. Ebenso ist gut zu sehen, wie Wellen länge

Abschiebung
und Amplitude der Falten mit der Mächtigkeit der Anhydritlagen zunehmen

9

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Aufschiebung

15

. Abb. 7.63 Hakenschlagen einer jurassischen tonigen bis kalkigen Wechsel-
folge in den Südpyrenäen. Die Abfolge ist an der Oberfläche bis in etwa 1 m

Tiefe in Richtung des Hangeinfallens scharf nach links umgebogen. Dabei ist

16
das Schichtgefüge zur Oberfläche hin verstärkt aufgelöst. Diese Art von Schich-
tumbiegungen sollten nicht mit tektonischen Falten verwechselt werden

17

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. Abb. 7.62 Schleppfalten an Ab- und Aufschiebungen sind Umbiegungen

21
der Schichtenfolge in Richtung des Bewegungsvektors der Scholle auf der
anderen Seite der Verwerfung

22

23

. Abb. 7.64 Schichtflächen eines mikritischen Kalksteins (Nisportino-Ein-
heit, Elba), eine gute Gelegenheit, um die Schichtlagerung zu bestimmen.

Je höher die Messpunktdichte, umso präziser erfassen wir die Strukturen im

Untergrund. Eine Kugel würde auf der Schichtfläche in Einfallsrichtung rollen

( blau). Die Kante des Kompasses zeigt in diese Richtung

7

329

7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

Bei Rutschungen an Beckenrändern können bewegte Schollen mit

Geologische Raummodelle werden aus Geländeinformationen abnur teilweise verfestigen Sedimenten intern deformiert werden geleitet. Hierzu sind genaue Angaben zu Position und Raumlage von (▶ Abschn. 2.4). Im Liegenden und Hangenden des Rutschungs Flächen und Linearen grundlegend, die zum Teil auch zusätzliche Inkörpers sind undeformierte Schichten zu beobachten. Daher ist in formationen zur Genese der Gesteinseinheiten liefern. Zum Beispiel: solchen Fällen eine regionale tektonische Deformation auszuschlie - Flächenorientierungen wie:

ßen. Der Rutschungskörper kann durchaus größere Dimensionen

- Schichtung: Grenzflächen, die durch Materialwechsel wäheinnehmen, daher ist bei der Aufnahme im Gelände sorgfältig die
rend der Sedimentation entstehen,
umgebende Schichtenfolge zu prüfen, um diese Deformations

- Schieferung: Flächen im Gestein, die sich durch Wachstum
strukturen nicht mit krustentektonischen Prozessen zu verwechvon Phyllosilikaten in tonigen Sedimenten senkrecht zum
seln. Wurde der Rutschungskörper intern nur leicht deformiert,
orogenen Druck bilden (eine Art der Foliation),
spricht man von sliding. Wird der Rutschungskörper hingegen

- Foliation in Metamorphiten: flächenhafte Gefügeelemente,
beim Gleitprozesse intern stark deformiert oder zerfäl t partiel ,
die durch Ausrichtung von Mineralen (Flaserung) oder
spricht man von slumping. Einige Beispiele mit unterschiedlicher

Mineral agen (Bänderung) in metamorphen Gesteinen

Ausdehnung und unterschiedlichem internem Deformationsgrad
auftreten,
zeigt . Abb. 7.59.

- Klüftung: Bruchflächen im Gestein ohne merklichen Versatz,

Bedingt durch den Dichteunterschied von Salz zu den übrigen

- Verwerfungen: Bruchflächen im Gestein mit Versatz (Har

Gesteinen kommt es ab einer bestimmten Auflast zum Aufstieg
nische, tektonische Brekzie),
des Salzes an Schwächezonen. Es verformt sich dabei plastisch. In

- Ausrichtungen von magmatischen oder hydrothermalen

Salzdiapiren können daher die ursprünglich horizontal gebildeten

Gängen (häufig assoziiert mit tektonischen Brüchen).

Salzlagen intensiv deformiert werden (. Abb. 7.60). Nur in ariden - Lineare Strukturelemente wie die:

Gebieten bleiben Salzstrukturen an der Oberfläche erhalten.

- Orientierung von Strömungsmarken und Fossilien,

Auch typisch für Evaporite sind Wechselfolgen von Mineralen

- Paläoströmungsrichtungen abgeleitet von der Ausrichtung
wie Gips und Anhydrit. Diese Abfolgen alternierender Gips und
von Schrägschichtungen,

Anhydritlagen können sich durch Einfluss von Grundwasser deut

- Richtung von Harnischen auf tektonischen Gleitflächen,
lich deformieren. Dabei nehmen die Anhydritlagen Wasser auf und

- Raumlage von Faltenachsen,
wandeln sich in Gips um. Die Wasseraufnahme geht mit einer Vo

- Orientierung von Mineralen in magmatischen und metalumenzunahme von etwa 60 % einher. Die ehemaligen Anhydritmorphen Gesteinen,
lagen dehnen sich aus und bilden stark gefältelte Lagen. Durch die

- Ausrichtung von Basaltsäulen.

Ähnlichkeit mit den Windungen eines Gehirns wird der deformierte

Gips auch als Gekrösegips bezeichnet (. Abb. 7.61).

Die Geometrie dieser geologischen Strukturelemente lässt sich mit

Schleppfalten (. Abb. 7.62 und 7.20) entstehen in der direkten dem geologischen Kompass bestimmen (. Abb. 7.64), dabei werden Umgebung von Verwerfungen. Die Deformation der Schichten ist die Raumlagen von Flächen und Linearen in Bezug zur Horizontaim Verwerfungsbereich zunächst elastisch erfolgt. Bei Überschreiten len und der Nordrichtung eingemessen. Die genaue Bestimmung der Elastizitätsgrenze kommt es zum Bruch, die Verwerfung entsteht. der Messposition ist für die spätere Analyse von großer Bedeutung,

Wenn die elastische Deformation sich nach dem Zerbrechen nicht daher sol te die Positionsbestimmung generell mit GPSGeräten
mehr ganz zurückformt, bleibt eine plastische Deformation um die durchgeführt werden.

Verwerfungsfläche bestehen.

Flächenelemente können nahezu eben sein, oder wie bei gefal

Insbesondere steilstehende Schichtenfolgen können an Hängen teten Schichtfolgen starke und zum Teil komplexe Krümmungen
durch Bodenfließen deformiert werden. Im jahreszeitlichen Wechsel aufweisen. Bei ebenen Flächenelementen genügen wenige Messunkönnen Böden und die Gesteine darunter zeitweise in den Frostbe gen der Orientierung, um diese eindeutig zu bestimmen. Bei zunehreich kommen. Tonreiche Schichten nehmen Wasser auf, das in den mender Krümmung der Flächen werden entsprechend mehr Kom

Wintermonaten oberflächennah friert. Beim Auftauen kommt es zu passmessungen erforderlich, um die Geometrie sicher zu erfassen.

Fließbewegungen der wassergesättigten oberen Schichten hangab Entsprechend kann es sich bei den linearen Strukturelementen um
wärts. Dies führt zu einem oberflächennahen Umbiegen der Schich Geraden oder um Kurven handeln.

ten in Richtung des Hangfußes, was als Hakenschlagen bezeichnet

Die geologische Schichtfläche ist sicher das im Gelände am
wird (. Abb. 7.63).

häufigsten gemessene Flächenelement (. Abb. 7.65). Schichtflächen
sind charakteristisch für Gesteine, die durch Sedimentationsprozesse
abgelagert wurden. Durch den Materialwechsel, der während der Se

7.4

Mit dem geologischen Kompass
dimentation erfolgt, bilden sich Schichtkörper, die sich aufgrund der
durch die deformierte Erdkruste
wechselnden Lithologie unterscheiden lassen. Bankung im Gestein
entsteht durch kurzfristige Wechsel in den Sedimentationsbedingungen (Sedimentation oder auch Erosion). Die häufig sehr schmalen

Ziel der geologischen Geländeaufnahme ist es, neben der Festlegung Lagen zwischen den Bänken zeigen dies an. Durch Verwitterung und
der Grenzen zwischen Kartiereinheiten auch ein möglichst dichtes Erosion werden Schichtflächen freigelegt, deren Raumlagen mit dem

Netz an Messpunkten der Schichtorientierung zu erhalten. Die loka Kompass bestimmt werden können (. Abb. 7.66 und 7.67).

len Schichtorientierungen ergeben gemeinsam mit den Ausbisslinien

Kluftflächen sind Risse, die Spannungen im Gestein in der
der Schichtgrenzen eine gute Model vorstel ung der Faltenstruktu obersten Kruste ausgeglichen haben (▶ Abschn. 7.2). Die Ausren. In lithologisch einheitlichen Gebieten fäl t dies jedoch durch richtung der Klüfte, das Kluftmuster (. Abb. 7.68), gibt Auskunft den Wegfall prägnanter Schichtgrenzen deutlich schwieriger. Hier über das Spannungsfeld, dem die Gesteine während der bruchgewinnt die gemessene Schichtorientierung für das Verständnis der haften Deformation ausgesetzt waren. Kluftflächen können untektonischen Elemente an Bedeutung. Daher gilt generell: Jede mög terschiedliche Richtungen ausweisen, die alle für eine Kluftrichliche Kompassmessung ist wichtig.

tungsanalyse erfasst werden sol ten.

330

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.66 Einmessen einer nahezu ebenen, flach einfallenden Schichtflä-

. Abb. 7.65 Schichtflächen im Übergang von Nisportino-Einheit zu Calpio-
che mit dem Gefügekompass

7
nellenkalk (Elba). Die kalkigen Turbidite bilden die deutlich festeren Bänke im

Gegensatz zu den tonigen Mergeln dazwischen. Daher werden sie freigelegt
und stellen ideale Flächen zu Bestimmung der Schichtorientierung dar

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. Abb. 7.68 Blick auf die steilstehenden Schichtflächen eines zerklüfteten

Kalksteins (Calpionellenkalk, Elba). Deutlich sind zwei Hauptausrichtungen der

14

. Abb. 7.67 Das Einmessen gefalteter Schichtenfolgen kann nur über

Klüfte zu sehen, die sich in einem Winkel von 70° schneiden (Bildausschnitt 2 m)

eine Serie von Messungen erfolgen. Man sollte versuchen, die Schenkel der

Falten zu erfassen und, falls dies möglich ist, die Faltenachse als Linear zu
messen. Auf dem Bild ist deutlich die Faltenumbiegung mit der Faltenachse
in Blickrichtung erkennbar. Hier wird gerade der SW-Schenkel einer Falte im

- mittleres Einfallen (30–60°),

15

Radiolarit eingemessen (Elba)

- steiles Einfallen (60–89°),

- saiger (90°).

16

Zusätzlich zu Einfal srichtung und winkel gibt es die Streichrichtung

7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung
oder einfach das Streichen. Dabei handelt es sich um die Orientie

17
von Flächen und Linearen
rung der Schnittlinie zwischen einer Horizontalen und der geneigten
geologischen Fläche. Der Winkel zwischen Streichrichtung und Einfal srichtung einer Fläche beträgt also immer 90°.

18

Die Raumorientierung von Flächen und Linearen wird in der Geo

Stel t man sich ein Spitzdach vor, so sol te der Dachfirst genau in
logie relativ zur Nordrichtung (Einfal srichtung, Azimut) und zur Streichrichtung der Dachflächen liegen. Unabhängig von der speziellen

19

Horizontalen (Einfal swinkel) angegeben. Die Einfal srichtung (Azi Dachform liegen die Dachfirste eines Straßenzuges häufig in derselben
mut) ist die Richtung, in der eine Fläche den steilsten Neigungswin Richtung angeordnet. Ähnlich ist es auch in der Geologie, über die
kel zeigt. Legt man eine Glaskugel auf eine geneigte Fläche, so wird Streichrichtung können Ausrichtungen übergeordneter Strukturen wie

20
sie immer in Einfal srichtung und somit entlang der steilsten Bahn die Lage der Faltenachsen beim Faltenbau bestimmt werden. Im Gerollen. Bei Linearen ist die Einfal srichtung direkt durch den Verlauf lände zeigt die Streichrichtung an, in welche Richtung sich Flächen under linienhaften Struktur vorgegeben.

ter Berücksichtigung von Relief und Einfal swinkel fortsetzen sol ten.

21

Die Richtung wird als im Uhrzeigersinn gemessener Winkel in

Bezug zur Nordrichtung angegeben und kann somit Werte von 0° z Geologen- und Gefügekompass

22
bis 360° annehmen. Der Einfal swinkel ist die Neigung einer Fläche Es gibt inzwischen zahlreiche Ausführungen von Kompassen, mit
in Einfal srichtung und wird ausgehend von einer Horizontalen im denen die Orientierung von Flächen und Linearen gemessen wermer nach unten zur geneigten Fläche gemessen (. Abb. 7.69). Der den kann (. Abb. 7.70). Einige Geräte werden hier kurz vorgestel t 23

Einfal swinkel kann daher Werte zwischen 0ůnd 90° annehmen. und die Funktionsweise verglichen. Auch wenn die verschiedenen

Man unterscheidet je nach Einfal swinkel:

-

Kompasse sich auf den ersten Blick deutlich unterscheiden, ist die
söhlig (0°),

-

Funktionsweise im Prinzip immer ähnlich. Zwei Kompassgruppen
flaches Einfallen (1–30°),
können nach dem Messprinzip unterschieden werden:

7

331

7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

. Abb. 7.69 Die graue Schichtfläche hat
eine Einfallsrichtung nach Westen (Angabe:

W oder 270°). Da die Schichten im Schenkel-
bereich einer Antiklinalen gebogen sind, ist im

Beispiel das Einfallen oben flacher und unten
steiler. Die Streichrichtung verläuft hier Nord–

Streichrichtung

Süd und wird mit 0° oder 180° an ge geben

Einfalsrichtung

Einfallswinkel
speziell für die Geologie entwickelten Geräte ist, dass die Ost und

Westrichtungen in der Anzeige vertauscht sind und die Gradeinteilung gegen den Uhrzeigersinn hochzählt. Dadurch können mit
diesen Geräten die Einfal srichtung und die Streichrichtung direkt
an der Nadel abgelesen werden.

Die Skala am Scharnier der Klappe ist zweifarbig gestaltet, entsprechend der Farben der Kompassnadel (. Abb. 7.73). Alle 90°
wechselt die Farbe, zum Beispiel von rot zu schwarz. Die Farbe dieser

Gradeinteilung gibt vor, an welcher Nadelspitze die Einfal srichtung
abgelesen werden sol .

Die Messung von Flächen erfolgt mit dem Gefügekompass wie
folgt:

1. Wir legen die schwenkbare Klappe auf die geologische Fläche.

2. Das Gehäuse horizontieren wir mithilfe der Libelle, dabei kann
das Gehäuse:

. Abb. 7.70 Einige Kompassmodelle, die bei geologischen Geländeaufnah-
men eingesetzt werden

- am Scharnier auf und abbewegt werden und

- durch Drehen der aufgelegten Klappe hin und hergeschwenkt werden.

Gefügekompass: Messvorgang in einem Schritt. Einfal srich 3. Sobald die Libelle im inneren Kreis liegt, lösen wir die Arretietung und Einfal swinkel werden mit dem Gefügekompass in einem rung der Kompassnadel durch Drücken des Knopfes. Nachdem

Messvorgang bestimmt. Eine schwenkbare Klappe misst den Eindie Nadel sich stabilisiert hat, lassen wir den Arretierknopf los
fal swinkel bei horizontiertem Gehäuse. Zum Beispiel Modelle von
und die Nadel bleibt fixiert.

Breithaupt, Freiberger Kompass.

4. Beim Ablesen der Werte überprüfen wir als Erstes die Farbe der

Geologenkompass und Marschkompass: Messvorgang in zwei

Gradeinteilung am Klappenscharnier (im Beispiel: rot).

Schritten. Im ersten Messschritt wird die Streichrichtung bestimmt, für 5. Die Einfal srichtung ist an der entsprechend gefärbten Spitze der die Einfal srichtung wird der Quadrant der Himmelsrichtung notiert.

Kompassnadel abzulesen (0–360°). Zu beachten ist, dass bei den

Im zweiten Schritt wird senkrecht zur Streichrichtung durch Umsetzen

Gradeinteilungen aus Gründen der Lesbarkeit die Zahlenwerte
des Kompasses der Einfal swinkel in Einfal srichtung gemessen. Zum
ohne die jeweils letzte Stelle geschrieben sind. Die rote Nadel

Beispiel Modelle von Breithaupt, Brunton®, Silva®, Recta®.

zeigt im Beispiel eine Einfal srichtung nach Westen an: 27 be

Da die Ergebnisse der Kompassmessung tragend für jede weideutet hier 270°.

tere Interpretation sind, ist der sichere Umgang mit dem Kompass 6. Nun lesen wir den Einfal swinkel an der Skala am Scharnier ab

Grundvoraussetzung für eine Geländeaufnahme. Daher möchten

(0–90°). Der Kompass zeigt im Beispiel einen Einfal swinkel
wir den Messvorgang nun an einigen Beispielen erläutern.

von 22° an.

z Messung mit dem Gefügekompass

Beide Werte notieren wir nach einer Standardform:

Gefügekompasse (. Abb. 7.71 und 7.72) besitzen eine schwenkbare

270/22 (Einfal srichtung/Einfal swinkel)

Klappe, an der eine Gradeinteilung (0–90°) den Einfal swinkel an

Es gibt weitere Modelle ähnlicher Bauart, die sich nur durch Degibt. Die Libelle dient zur Horizontierung des Gehäuses und die tails unterscheiden (. Abb. 7.74 und 7.75).

Arretierung löst beim Drücken den Lauf der Nadel. Die Position
der Nadel wird beim Loslassen der Arretierung fixiert (mechanisch
gespeichert) und kann bequem abgelesen werden. Kennzeichen aller

332

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.71a,b Kennzeichen aller speziell für die Geologie entwickelten Geräte ist, dass die Ost- und Westrichtungen in der Anzeige vertauscht sind und die Gradeinteilung gegen den Uhrzeigersinn hochzählt. Dadurch können mit diesen Geräten die Einfallsrichtung und die Streichrichtung direkt abgelesen werden. Häufig finden sich im Ablesebereich zusätzlich integrierte Klinometer, mit der die Neigung von Flächen durch Auflegen der Gehäusekante bestimmt 11
werden kann. a Kompass von Breithaupt, b Freiberger Kompass

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15

. Abb. 7.72 Mit dem Gefügekompass können in einem Messvorgang die

Einfallsrichtung und der Ein falls winkel bestimmt werden. Die Klappe wird da-

16
bei auf die Gesteinsfläche gelegt und das Gehäuse mithilfe der Libelle (Ecke
unten links) horizontiert. Durch Lösen der Arretierung (Ecke unten rechts)

kann die Nadel schwenken und zum Abschluss der Messung fixiert werden

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. Abb. 7.73 a Skala des Einfallswinkels an der Klappe, hier mit roten Einteilungen (hier 22°). b Skala der Einfalls richtung. Beide Einteilungen sind ×10 zu lesen (hier 270°)

7

333

7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

. Abb. 7.74 Beim Freiberger Gefügekompass (a) ist der Messvorgang wie im Text beschrieben. Der einzige Unterschied besteht darin, dass die Gradeinteilung zum Ablesen des Einfallswinkels an der linken Seite des Gehäuses eingraviert ist (b). Bei diesem Modell ist zusätzlich ein Neigungsmesser angebracht, der Einfallswinkel kann auch durch seitliches Aufstellen des Gehäuses in Einfallsrichtung bestimmt werden (hier 29°)

. Abb. 7.75 Auch bei diesem Gerät von Breithaupt bleibt die Funktionsweise identisch. Hier ist die Arretierung durch einen Schieber zu lösen, das durchsichtige Gehäuse ermöglicht auch Messungen mit Blick von unten auf das Gehäuse. Die Gradeinteilung ist hier ebenfalls am linken Klappenscharnier angebracht (hier 30°)

z Messung mit dem Geologenkompass
z Einmessen mit einem Marschkompass

Die Kompasse der zweiten Gruppe haben gemeinsam, dass sie in Eine beliebte, da relativ günstige Möglichkeit, geologische Flächen
zwei Schritten die Flächen orientierung messen (. Abb. 7.76–7.79).

einzumessen, ist mithilfe eines Marschkompasses mit integriertem

1. Schritt – Bestimmen der Streichrichtung: Wir legen das Ge Neigungsmesser (. Abb. 7.80, 7.81 und 7.82), zum Beispiel mit Mohäuse mit der langen Kante an die geologische Fläche an und hori dellen von Silva® oder Recta®. Da diese Geräte in der Regel keine zontieren es mithilfe der Libelle. Die an der Fläche angelegte Kante Libelle besitzen und die Horizontierung „nach Gefühl“ nicht sehr
stel t eine Gerade in Streichrichtung dar. Durch Lösen der Arretie genau ist, wird ein weiterer Schritt notwendig.

rung pendelt die Nadel ein, sie kann zum Ablesen fixiert werden.

Die Streichlinie bestimmen wir, indem wir den Kompass mit der

Da mit diesen Kompassen im ersten Schritt die Streichrichtung ge Kante vertikal auf die Fläche stellen und so lange rotieren, bis der
messen wird, ist es eigentlich nicht von Bedeutung, von welcher Na Neigungsmesser 0° anzeigt. Mit einem Bleistift markieren wir die
del abgelesen wird. Üblicherweise lesen wir für die Streichrichtung Linie auf dem Gestein. Nun können wir die lange Kante des Komden Wert zwischen 0ůnd 180° ab. Im Beispiel liegt die gemessene passes auf die gezeichnete Streichlinie legen und die Streichrichtung Streichrichtung bei 170° (entspricht 350°). Die Richtung des Ein bestimmen. Um diese abzulesen, müssen wir erst die drehbare Skala
fallens muss zusätzlich angegeben werden, in diesem Fall fäl t die mit der Ausrichtung der Nadel in Übereinstimmung bringen. Senk

Fläche in westliche Richtung ein.

recht zur Streichlinie kann der Einfal swinkel eingemessen werden.

Wir notieren: 170 W (Streichrichtung 170°, Einfal srichtung W). Natürlich könnte man auch eine kleine Libelle, die als Fotozubehör

2. Schritt – Bestimmung des Einfal swinkels: Das Kompassge erhältlich ist, auf die Kompassplatte kleben und sich den zusätzlichen
häuse stellen wir nun senkrecht zur bisherigen Anlegekante, also Schritt sparen.

parallel zur Einfal srichtung, auf die Seite, um den Einfal swinkel
mit dem Neigungsmesser zu bestimmen. Im Beispiel messen wir 29°.

Wir ergänzen den Eintrag: 170 W/29.

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.76 a, b Der Messvorgang in 2 Schritten mit dem Geologenkompass beginnt mit der Bestimmung der Streichrichtung

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. Abb. 7.77 a, b Der Kompass wird im zweiten Messschritt in Einfallrichtung (also senkrecht zur der im ersten Messschritt bestimmten Streichrichtung) auf die Seite des Gehäuses gestellt. Der frei schwingende Neigungsmesser gibt einen Einfallswinkel von 29° an

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. Abb. 7.78 a Auch beim Brunton® wird entlang der Gehäusekante zunächst die Streichrichtung ermittelt. b Der Einfallwinkel wird ebenfalls durch Umstellen des Gerätes gemessen

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7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

. Abb. 7.79 Der Neigungsmesser kann im Brunton® durch einen Hebel
auf der Rückseite des Gehäuses rotiert und mithilfe der Libelle eingestellt
werden. Hier wird ein Einfallswinkel von 28° gemessen

. Abb. 7.80 a Die horizontal liegende Streichlinie wird bestimmt, indem der Kompass mit der Kante vertikal auf die Fläche gestellt und so lange rotiert wird, bis der Neigungsmesser 0° anzeigt. Mit einem Bleistift wird die Linie auf dem Gestein markiert. Legt man nun die lange Kante des Kompasses auf die gezeichnete Streichlinie, ist die Streichrichtung gut zu bestimmen. b Bei eingetragener Streichlinie (ST) kann senkrecht dazu der Einfallswinkel eingemessen werden

. Abb. 7.81 a Der Kompass wird an die zuvor ermittelte Streichlinie mit einer Kante gehalten. Durch Nachführen der drehbaren Skala auf die Ausrichtung der Kompassnadel kann an der Markierung die Streichrichtung direkt abgelesen werden (b), in diesem Fall 156° bzw. 336°

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Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

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. Abb. 7.82 a Der Kompass wird nun senkrecht zur Streichlinie auf die Kante gestellt, um den Einfallswinkel zu messen. b Der angezeigte Einfallswert ist 29°

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. Abb. 7.83 a Eine durch Erosion freigelegte Faltenumbiegung, die Faltenachse ist durch den Stift gekennzeichnet. b Die markierte Faltenachse wird mit dem 14

Kompass eingemessen. Die Kante der Anlegeklappe wird auf die Faltenachse gelegt und das Gehäuse horizontiert. Einfallsrichtung und Einfallswinkel des Vektors werden als Linear bestimmt. Elba (Italien)

15
z Einmessen mit Smartphones (geologische Kompass-App)

Mit einem Gefügekompass legen wir eine seitliche Kante der

Eine weitere Möglichkeit, Schichtflächen einzumessen, liefert die Anlegeklappe an das zu messende Linear und horizontieren das

16
aktuelle Smartphonegeneration. Zusatzprogramme (Apps) berech Gehäuse. Dann werden Einfal srichtung und winkel des Linienelenen Einfal srichung und winkel aus der Orientierung des Geräts mentes bestimmt.

und speichern sie zusammen mit der über GPS bestimmten Position

Bei den Kompassen ohne Anlegeklappe stellen wir eine ebene

17
der Messung ab. Wir legen nur das Gerät auf die zu bestimmende Platte (zum Beispiel ein Feldbuch) vertikal auf das Linear. An dieser

Fläche (am besten in einer Schutzhülle) und speichern die Daten per Hilfsfläche bestimmen wir zunächst die Streichrichtung. Im zweiten

Touchscreendruck. Sicher eine reizvolle Möglichkeit, die vermehrt Schritt stellen wir den Kompass zur Bestimmung des Einfal swinkels

18
zum Einsatz kommen wird.

mit der Kante vertikal auf das Linear.

Ein klassisches Beispiel ist die Orientierung von Faltenachsen.

19
z Einmessen von Linearen

Sofern die Faltenumbiegung freigelegt ist, kann die Faltenachse direkt

Die Raumorientierung linienartiger Informationen wird ebenfal s bestimmt werden (. Abb. 7.83). Weitere Beispiele sind Harnische auf mit dem Kompass eingemessen. Dabei ist zu beachten, dass bei Li Verwerfungen (. Abb. 7.84), Strömungsmarken (. Abb. 7.85) und 20
nearen die Streichrichtung als Projektion des Lineares auf die Ho Rippel (. Abb. 7.86) in Sedimenten sowie die Einregelung von Mirizontale definiert ist und daher in dieselbe Himmelsrichtung zeigt neralen (. Abb. 7.87).

wie die Einfal srichtung.

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7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

. Abb. 7.84 Auf Verwerfungsflächen können Harnische den Bewegungssinn
anzeigen. In diesem Fall würde man sowohl die Orientierung der Verwer-
fungsfläche wie auch die Orientierung der Harnische als Lineare einmessen.

Aufgrund der deutlich sichtbaren Absätze in den Harnischen kann man darauf
schließen, dass sich die im Bild vordere (inzwischen abgetragene) Scholle in Be-
zug zur hinteren Scholle nach links bewegt hat. Lodève-Becken (Südfrankreich)

. Abb. 7.85a,b Strömungsmarken und Spurenfossilien an Schichtunterseiten. Die Strömung ist bei beiden von links nach rechts geflossen, entsprechende Strömungsvektoren können eingemessen und zur Bestimmung von Paläoströmungsrichtungen statistisch ausgewertet werden. Ainsa (Nordspanien)

. Abb. 7.86 a Oszillationsrippel auf Schichtflächen im Unterdevon des Ahrtals (Eifel). Die Orientierung der Rippelkämme gibt Aufschluss über die Wellenbewegung im flachmarinen Bereich. Statistische Auswertung der regionalen Ausrichtungen können Verläufe von Küstenlinien andeuten. b Die Orientierung von Sauropodenfährten auf dem Arén-Sandstein in Nordspanien

338

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1
den Rand der Projektion und ihre Richtungen sind wieder deutlich
erkennbar.

Die Daten verlieren beim Eintragen in das Schmidtsche Netz ihre

2

Information zur Position der Messung. Ein gutes Beispiel hierfür sind

Messungen in Faltenstrukturen. Die Schichtflächen in einer Ost–

3

Weststreichenden Mulde werden auf dem Nordschenkel nach Süden
einfallen und auf dem Südschenkel nach Norden. Im Schmidtschen

Netz ergibt sich eine Punktwolke entlang eines Großkreises um die

4

Nord–SüdRichtung (. Abb. 7.90). Dasselbe Ergebnis kann sich bei
einer Ost–Weststreichenden Sattelstruktur ergeben. Hier fäl t zwar
der Nordschenkel nach Norden und der Südschenkel nach Süden

5
ein, was aber im Schmidtschen Netz nicht differenziert werden kann.

Gerade bei einer hohen Zahl von Orientierungsmessungen wird

6
die Darstel ung über die Durchstoßpunkte von Vektoren unübersichtlich. Im Gelände gemessene Orientierungen streuen meist, es

. Abb. 7.87 Die Einregelung der nahezu idiomorph gewachsenen Ortho-
gilt, diese Streuung zu erfassen und die Hauptrichtungen abzuleiten.

7
klase im Capanne-Granit auf Elba kann als Linear eingemessen werden. Es

Daher gibt es zwei übliche grafische Verfahren, um Häufungen inhandelt sich um ein Fließgefüge innerhalb des plutonischen Körpers
nerhalb von Punktwolken klarer darzustellen (. Abb. 7.91): Isoliniendiagramme der Punktdichte und Rosendiagramme (zirkuläre 8

7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung

Histogramme).

der Raumorientierung von Flächen

9
und Linearen
z Isoliniendiagramme der Punktdichte

Um Isoliniendiagramme zu erstellen, legen wir zunächst ein Raster
von Punkten über das Schmidtsche Netz. Für jeden Punkt wird die

10

Richtungen, die im Gelände mit dem Kompass eingemessen wur Zahl der Vektordurchstoßpunkte in einem Radius (= Abstand der
den, fließen einerseits in richtungsstatistische Auswertungen und Rasterpunkte) um jeden Punkt bestimmt. Auf diese Weise entsteht

11
andererseits in die Ableitung zusätzlicher Informationen ein. Die ein regelmäßiges Raster von Häufigkeiten. Mithilfe linearer Interpo

Orientierung der Daten (Flächen und Lineare) soll eingängig nach lationsverfahren werden schließlich Isolinien der Häufigkeit abgeleiden Himmelrichtungen und unter Berücksichtigung von Einfal s tet. Deutlich können so die Peaks der Häufigkeiten in den unscharfen 12
richtung und Einfal swinkel dargestel t werden.

Punktewolken gefunden werden.

Das Schmidtsche Netz ist die stereographische Projektion einer Halbkugel auf eine Ebene (. Abb. 7.88). Die Kreisfläche, die die z Rosendiagramme 13

Halbkugel nach oben hin begrenzt, ist die Projektionsebene. Von Rosendiagramme sind ganz einfach zirkuläre Histogramme. Der
ihrem Mittelpunkt aus können Richtungsvektoren ausgehen, ihre Kreis des Schmidtschen Netzes wird in Segmente – ähnlich wie Ku

14

Durchstoßpunkte mit der Halbkugel werden in das Schmidtsche chenstücke – aufgeteilt. Die Segmente haben eine konstante Breite,

Netz übertragen. Richtungsvektoren können sein:

-
die in Grad angegeben wird (z. B. 36 Segmente bei 10° breiten Seg

Einfal svektoren: Sie zeigen direkt die Orientierung des Einfalmenten oder 12 Segmente bei 30° breiten Segmenten). Nun werden

15
lens an.

-
die Durchstoßpunkte der Vektoren für jedes Segment gezählt. Nor

Normalenvektoren: Sie liegen orthogonal zur Flächenorientiemiert nach der maximalen Häufigkeit werden schließlich die Häufig

16
rung.

keiten radialsymmetrisch durch Einfärben der Segmente abgetragen.

Segmente mit großer Messpunkthäufigkeit zeigen weit nach außen,

In der Praxis konstruieren wir die Durchstoßpunkte der Vektoren niedrige Häufigkeiten bleiben im inneren Bereich des zirkulären

17
auf einem rotierbar befestigten Transparentpapier, indem wir die Diagramms. Visuell sind dadurch die Hauptrichtungen leicht aus

Winkel im Gradnetz abtragen (. Abb. 7.89). Auch Flächen können zumachen.

direkt in die Projektion eingetragen werden, sie gehen durch den

Rosendiagramme werden beispielsweise zur Auswertung von

18

Projektionsmittelpunkt und ergeben mit der Halbkugel eine Schnitt Kluftmessungen in der Hydrogeologie verwendet (. Abb. 7.92).

linie. Diese als Großkreis bezeichnete Schnittlinie kann in die Pro Dafür werden neben der Kluftorientierung eine Reihe von weiteren

19
jektion übertragen werden.

Parametern zur Charakterisierung der Klüfte aufgenommen.

Die Darstel ung der Einfal svektoren von Flächen oder Linearen

Kluftparameter sind:

im Schmidtschen Netz ist dann besonders eindeutig, wenn der Ein - Einfalsrichtung und winkel,

20
fal swinkel nicht steiler als 50° ist. Die Durchstoßpunkte der flachen - Kluftanzahl,

Einfal svektoren streuen am Rand des Schmidtschen Netzes und - Kluftöffnungsweite,
ihre Richtungen können leicht abgelesen werden. Liegen hingegen - Kluftabstand,

21
steile Einfal svektoren vor, dann tummeln sich alle Durchstoß - Klufttiefe,
punkte um den Mittelpunkt der Projektion und ein Ablesen wird - Verfülungsgrad,

22
schwierig.

- Verfülungsmaterial,

Daher werden steile Orientierungen häufig nicht durch den - Kluftvernetzung,

Einfal svektor, sondern durch den orthogonal zur Fläche stehenden - Kluftlänge.

23

Normalenvektor dargestel t. Der Normalenvektor hat stets einen

Winkel von 90° zum Einfal svektor und die Durchstoßpunkte liegen jeweils auf der gegenüberliegenden Seite des Projektionsmittelpunktes. Die Punkte für steile Orientierungen wandern so an

7

339

7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

Flächentreue, stereographische Projektion (Schmidt‘sches Netz)

a

Schmidt‘sches Netz
geneigte Fläche

Projektionsebene
geneigte

Großkreis

Fläche

Einfallswinkel

Einfallsvektor
vektor

Normalen
flächentreue stereographische Projektion
einer Halbkugel
b

. Abb. 7.88 Das Schmidtsche Netz dient dazu, Orientierungen von Linearen und Flächen über ihre Vektoren darzustellen. Zugleich können weitere Informationen aus den vorliegenden Daten abgeleitet werden. Zum Beispiel kann aus dem Schichteinfallen auf den Schenkeln einer Faltenstruktur die Orientierung der Faltenachse ermittelt werden

340

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.89 Das Eintragen von Schichtorientie-
rungen in das Schmidtsche Netz

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N

N

N

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21

22

23
konstantes mittleres Einfallen nach S

Faltenstruktur mit EW Streichen

S-vergente Faltenstruktur mit EW Streichen

. Abb. 7.90 Beispiele für die Darstellung von Strukturen als Einfallsvektoren im Schmidtschen Netz

7

341

7.4 • Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

. Abb. 7.91 Diagramme zu Kompassmessun-
gen (Anzahl n = 20) an einer Faltenstruktur. Die

Einfalls vektoren fallen nach NE und NW ein. Die
n=20

Punktdichtedarstellung zeigt deutliche Cluster.

Die Groß kreise durch die Durchstoßpunkte der

Einfallsvektoren kreuzen sich im Nordnordwes-
ten. Der mittlere Schnittpunkt der Großkreise ist
der Durchstoßpunkt der Faltenachse und liegt
bei 345/14. Das Rosen diagramm zeigt deutlich
die beiden wichtigen Einfallsrichtungen. Aus den
dargestellten Daten kann nicht abgelesen wer-
den, ob es sich um eine Antiklinale, Synklinale
oder Antiklinal-Synklinal-Struktur handelt

Dichte der

Einfallsvektoren

Einfallsvektoren

Orientierung der Faltenachse

345/14

Einfallsvektoren (rot)

Normalenvektoren (blau)

Großkreise

Rosendiagramm
der Einfallrichtungen

(Pfeil: Mittlere Einfallsrichtung)

10

10

20

2

300

400

50

Für Kluftrosen sol ten mindestens 15 Messungen von Einfal srich - Kluftöffnungsweite,
tung und winkel vorliegen. Die Auswahl der eingemessenen Klüfte - Klufttiefe und Verfülung.

sol te repräsentativ sein. Das heißt, dass die Hauptkluftrichtung auch
am häufigsten berücksichtigt wird. Die Kluftrose zeigt die Haupt Mithilfe dieser Parameter kann nun der Durchlässigkeitsbeiwert
streichrichtung der Klüfte an, dies kann als Hauptfließrichtung des nach Cook (2003) für planare parallele Klüfte berechnet werden:

Grundwassers angenommen werden.

Scanline & Scanwindows nach Cook (2003) helfen dabei, repräsentative Messungen zu erhalten. Mit dem Maßband oder Zol stock wird

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¡g
kf D

entweder eine Scanline oder ein Scanwindow abgesteckt. Der ausge2B

12
wählte Bereich eines Aufschlusses sol te für den gesamten Aufschluss
repräsentativ sein. Eine Scanline ist eine gerade Linie von mindestens k = Durchlässigkeitsbeiwert [m/s]

f

1 m Länge. Es sol ten je eine horizontale und eine vertikale Scanline b = mittlere Kluftöffnungsweite [m]

aufgenommen werden. Ein Scanwindow ist ein rechtwinkliger, min B = mittlerer Kluftabstand [m]

destens 1 × 1 m großer Rahmen. Es werden nur die Klüfte, die das g = Erdbeschleunigung = 9,81 [m/s²]

Maßband oder den Zol stock schneiden, berücksichtigt.

ρ = Dichte von Wasser = 999,79 [kg/m³]

Aufgenommen werden:

-
µ = Viskosität von Wasser bei 20 °C = 0,001 [kg/(m • s)] ( = 1 [mPa • s])

Anzahl der Klüfte,

-

Der Verfül ungsgrad muss dabei prozentual in die Kluftöff

Abstände der Klüfte zueinander,
nungsweite eingehen. Das heißt: Wenn eine Kluft zu 90 % mit Quarz

342

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

5

6

7 8

9 1 m

3

2 m 1

2

3

4

5 6 7

8

9

4

4

3

2

5

1

6

1 m

7
a
b
panel

N

Mean dir.: 30.6°

8
n = 50

95 % conf.: ± 18.0°
max = 12.00 %

(frequency)

9

10

12 %

12 %

11

12

13
c
d

14

. Abb. 7.92 Scanline (a) oder Scanwindow (b) helfen bei der Kluftaufnahme. c Zollstock als Scanwindow (1 × 1 m) bei der Aufnahme im Ziginali-Steinbruch östlich von Ifakara (Tansania), Blick nach NO (Bildrechte: K. Liedtke und T. Geissler), d Rosendiagramm der Kluftmessungen. Die Haupt kluft richtung liegt zwischen N und NO

15
verfül t ist, wird die Kluftöffnungsweite mit dem Faktor 0,1 multi 7.5.1 Die Profilaufnahme

16
pliziert.

Nach Überprüfung der Aufschlusssituation vor Ort werden Aufschlussbereiche ausgewählt, die eine möglichst lückenlose Abfolge

17

7.5

Profilaufnahme und Probennahme
umfassen. Dabei sol te auf die Zugänglichkeit, auf frische Aufschlussverhältnisse und vor allem auf eine klare geologische Situa

Bei der Profilaufnahme werden Gesteinsabfolgen senkrecht zur tion geachtet werden. Die optimale Profilaufnahme kann mit einem

18

Schichtung beziehungsweise zum Gesteinswechsel aufgenommen. Film verglichen werden, jeder Faziesbereich entspricht einer Szene,

Die an der Oberfläche gewonnenen Informationen sind vergleichbar die Fazieswechsel stellen Szenenübergänge dar. Unter idealen Bedin

19
mit denen von Bohrlogs aus der Tiefe, nur sind die Schichten an der gungen ist der zeitliche Faden ungestört, meist gibt es aber zeitliche

Oberfläche viel besser aufgeschlossen und dadurch ist die Vielfalt Sprünge zwischen den aufeinanderfolgenden Szenen – zum Beispiel
an zugänglichen Informationen deutlich höher. Insbesondere in der erosive Diskordanzen oder Sedimentationspausen. Kommt Tektonik

20

Sedimentologie und der Vulkanologie dienen Profilaufnahmen pri ins Spiel, dann kann die zeitliche Abfolge gestört sein – Szenen wiemär zur Erfassung der zeitlichen Entwicklung sedimentologischer derholen sich oder der Film beginnt sogar mit der Endszene. Die Faziesmerkmale und vulkanischer Abfolgen. Auf der Grundlage der aufmerksame Profilaufnahme dokumentiert diese Szenenwechsel

21

Profilinformation können genetische Fazieseinheiten differenziert und überprüft wichtige Wechsel in der Abfolge vom Profilverlauf
werden, deren flächenhafte Abgrenzung schließlich in die geologi ausgehend auch flächenhaft im Gelände.

22
sche Karte eingeht. Von der Sedimentologie abgesehen sind Profil

Bei der Profilaufnahme ist der Unterschied zwischen der
aufnahmen auch eine wichtige Aufnahmemethode zur Dokumen scheinbaren (entlang der Profillinie) und der wahren Mächtigkeit
tation pyroklastischer Abfolgen, metamorpher Serien und überall (senkrecht zur Schichtung) zu beachten. . Abbildung 7.93 zeigt ein

23
dort, wo die Aufschlussverhältnisse die detaillierte Aufnahme ent Beispiel mit einem Profil entlang einer Bergstraße, bei der zwischen
lang von Profillinien ermöglichen. Profile werden zum Beispiel auch den Serpentinen vier geneigte Profile auf genommen werden könim Untertagebergbau verwendet, etwa bei einer Streckenaufnahme nen. Ein optimaler Profilverlauf schneidet die Schichtenfolge senkmineralisierter Gänge.

recht zum Einfallen der Schichtflächen. Natürlich ist dies häufig

7

343

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme

. Abb. 7.93 Profil entlang einer Bergstraße.

In jeder Serpentine ist die Abfolge der fluvialen

Rinnen sande in tonigen Ablagerungen der Über-
flutungsebenen aufgeschlossen. Entlang der ge-
raden Straßenabschnitte kann jeweils ein Profil
der Schichtenfolge (insgesamt 4) aufgenommen
werden. In der Abfolge keilen die Sandstein-

TransAndes
körper lateral aus, d. h. sie treten nicht in allen

Profilverläufen auf. Bei der Profilaufnahme ist
der Unterschied zwischen der scheinbaren und
der wahren Mächtigkeit zu beachten. Die wahre
msch A

Mächtigkeit wird stets senkrecht zur Schichtung
mw
bestimmt, die scheinbare Mächtigkeit kann
hingegen schräg dazu liegen
msch B

Sandstein
msch scheinbare Mächtigkeit

Tonstein
mw wahre Mächtigkeit

. Abb. 7.94 a Eine jurassische Abfolge von Kalken, Mergeln und grünlichen Tuffen bei Huancayo (Peru). Zur Profilaufnahme senkrecht zur Schichtung wird die Aufnahme nach Erreichen der Oberkante einer Schicht (rechts) entlang einer Schichtfläche verschoben (im Bild nach links). b Profilaufnahme an jurassischen Kalken bei Huancayo, Peru. Die Profilaufnahme beginnt links an der Basis der Schichten folge, der gezeigte Ausschnitt ist etwa 50 m breit. Bei der Aufnahme muss der Profilverlauf mehrfach versetzt und an die leicht gefaltete Abfolge angepasst werden. Das Setzen von GPS-Punkten an jedem Profilversatz und das kontinuierliche Einmessen des Schichteinfallens entlang der Profillinie helfen, die Gesamtmächtigkeit des Profils zu überprüfen
nicht einfach zu realisieren. Regelmäßiges Umsetzen der Profilli teten Abständen verglichen werden, was insbesondere bei langen
nie, beispielsweise an einem Straßenaufschluss mit einer um 45° Profilen sehr hilfreich ist. Wenn wichtige Schichtgrenzen entlang des
einfallenden Schichtenfolge, erzeugt einen sägezahnartigen Profil Profils mit einem GPSPunkt belegt werden, kann der Profilverlauf
verlauf, bei dem die aufgenommenen Schichten mit ihrer wahren präzise rekonstruiert werden.

Mächtigkeit eingehen (. Abb. 7.94). Bei der Profilaufnahme sind zu

Die Profilaufnahme im Gelände erfolgt in einem zuvor fest

Beginn auch die tatsächlichen Lagerungsverhältnisse zu bestimmen, gelegten Maßstab, der sich nach den aufzunehmenden Details
liegen die Schichten normal oder überkippt? Es gibt eine Reihe von der Gesteinsabfolge und der Profil änge richtet. Kurze Profile

Merkmalen, die helfen „oben“ (Top) von „unten“ (Basis) in einer werden in der Regel sehr detailliert aufgenommen, hierzu sind

Schichtenfolge zu unterscheiden. Sedimentstrukturen wie gradierte große Maßstäbe sinnvol . Bei langen Profilen steht meist die

Schichtung oder Schrägschichtung können ebenso wie Spurenfos Übersicht der Gesamtabfolge im Vordergrund, hierzu sind kleisilien oder die Lagerung von Fossilien Aussagen über die Lagerung nere Aufnahmemaßstäbe sinnvol . Natürlich wird für jede Profilliefern (. Abb. 7.95).

aufnahme der Maßstab der Fragestel ung entsprechend festgelegt,

Die Aufnahme oder Bestimmung der tatsächlichen Mächtigkei . Abb. 7.97 soll eine kleine Hilfe für die Wahl der Aufnahmemaßten (senkrecht zur Schichtfläche) ist von besonderer Bedeutung, da stäbe sein.

nur dadurch ein Vergleich verschiedener Profile, die Profilkorrela

Folgende Informationen und Schritte sind für eine Profilauftion, möglich wird. Daher sol te in Aufschlusssituationen, in denen nahme von Bedeutung: die Profillinie nicht senkrecht zur Schichtung gelegt werden kann,

Vor der Profilaufnahme:

die Schichtlagerung durch Kompassmessungen dicht belegt werden, - Lokalisierung des Profils (Karte und GPS),
um so aus den scheinbaren Mächtigkeiten die wahren Mächtigkeiten - Beschreibung des Aufschlussbereiches:

zu berechnen (. Abb. 7.96).

- Aufschlussart (natürlich, künstlich, temporär),

Es ist sehr hilfreich, den Profilverlauf durch GPSMessungen zu

- Abmessungen des aufgeschlossenen Bereiches,
dokumentieren. Die Erfahrung zeigt, dass die heute handelsüblichen

- Aufschlussverhältnisse,

GPSEmpfänger durchaus in der Lage sind, unter guten Empfangs

- sonstige Informationen (Zugang, Genehmigung);
bedingungen Positionsdifferenzen in der Größenordnung von Me - Festlegung des Aufnahmemaßstabes,
tern zu erfassen. Dadurch können im Profil gemessene Abstände - Vorbereitung der Profilaufnahmebögen.

zwischen Schichtpaketen mit den aus den GPSPositionen abgelei

344

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

. Abb. 7.95a–d Indikatoren zur Feststellung, ob überkippte oder normale Lagerung vorliegt. a Schrägschichtung: In den permischen Sandsteinen erkennt man, wie die oberen Lagen durch die darunterliegenden erosiv „abgeschnitten werden“. Hier liegt eine überkippte Lagerung vor (Permo-Trias, Spanien).

13
b und c Spurenfossilien: Grabgänge (b) oder Fährten (c) liefern eindeutige Hinweise zur Oberfläche der Sedimentabfolgen. d Schalenpflaster: die oben konvexe Lagerung von Schalen ist besonders strömungsstabil. Muscheln oder Brachiopoden (hier Terebrateln aus dem unteren Muschel kalk, Eschershausen) lagern sich mit ihrer konvexen Seite nach oben auf der Sedimentoberfläche ab. Bei Tempestitlagen kann das Muster umgekehrt sein

14

Während der Profilaufnahme:

-
ein 10–30 m langes Maßband sinnvoll sein, da ein häufiges Umsetzen

Bestimmung der Hauptlithologie jeder Schichteinheit,
und der dadurch erzeugte Fehler vermieden werden.

15

- Bestimmung der jeweiligen Mächtigkeit und Eintrag in den Weitere Hilfsmittel sind:

Profilaufnahmebogen,

-

- GPS,

-

16

Bestimmung von Schichtmerkmalen:

-

Kompass,

Farbe (evtl. mit Munsel Farbskala),

-

- Fotoapparat,

Komponenten (Korngröße, Kornform, Sortierung, Run

- Lupe,

17
dung, Orientierung),

-

- HCl,

Gesteins und Mineralbestimmung der Komponenten,

-

- Probenbeutel,
internes Gefüge und Schichtung,

- Edding® (zur Kennzeichnung von Proben),

18

- übergeordnete Gefügemerkmale (Erosionsflächen, Diskor - Hammer, Schaufel,
danzen),

-

- Kladde, Formblatt, Bleistift,

-

19
biogene Merkmale (Fossilien, Spurenfossilien, Kohle);

-

Markierungen für Probenentnahmestellen.

Lagerungsverhältnisse:

- Schichteinfallen,
z Das Formblatt zur Profilaufnahme

20

- Kluftsysteme,

-

In das Profilaufnahmeformblatt werden unter Berücksichtigung

Faltung,

-
der Schichtmächtigkeiten alle lithologischen Eigenschaften und

Verwerfungen;

Faziesmerkmale eingetragen, wobei man in der Regel vom Liegen

21

- Probennahme,

-
den zum Hangenden vorgeht. Ebenso werden Probenentnahme,

Dokumentation durch Bilder und Skizzen.

Fossilfund oder Messpunkte jeder Art dokumentiert. Vor Beginn

22
der Profilaufnahme sol te in Abhängigkeit der Profil änge und der

Was wird für die Profilaufnahme benötigt? Das wichtigste Hilfs gewünschten Genauigkeit der geplanten Aufnahme ein geeigneter
mittel ist der Zol stock oder das Maßband. Die Profil änge und die Maßstab definiert werden. Ebenso sol te das gewählte Formblatt an

23

Aufschlussbedingungen geben das geeignete Messmittel vor. Häufig die Schichtenfolge angepasst sein, um zuvor genau definierte Merkwird bei Detailaufnahmen der 2 m lange Zol stock oder ein 3–5 m male präzise erfassen zu können.

langes Maßband verwendet. Bei geeigneten Anschnitten kann auch

7

345

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme

. Abb. 7.96 Berechnung der wahren Mächtigkeit aus der entlang der

Profillinie gemessenen schein baren Mächtigkeit und dem Einfallswinkel.

GPS

GPS

GPS

Aus der horizontalen Profilaufnahme ebenso wie aus der vertikalen Bohrung
ergeben sich zunächst scheinbare Mächtigkeiten. Während die Orientierung
von Bohrungen nicht immer senkrecht zur Schichtung laufen kann, so sollte
bei der Profilaufnahme möglichst direkt die wahre Mächtigkeit aufgenom-
mscheinbar 38°
men werden
m
m
m 38° w
w
ahr
ah
scheinbar
r
scheinbare Mächtigkeit
wahre Mächtigkeit
horizontal an der Oberfläche gemessen

Einfallswinkel ϕ = 38°

Aus der horizontalen

Profilaufnahme:

m

= cos ϕ x m
wahr
scheinbar

Aus der vertikalen Bohrung:

m

= sin ϕ x m
wahr
scheinbar

. Abb. 7.97 Die Wahl des Maßstabes steht zu

Beginn jeder Profilaufnahme. Dabei gibt es keine

Maßstabswahl nach Profillänge
festen Vorgaben. Das Diagramm zeigt mögliche

Maßstäbe für unterschiedliche Profillängen als

1:1000
rötlichen Bereich, mit einer roten Linie für häufig

1:500
verwendete Maßstäbe. Der untere Rand des röt-
lich markierten Bereiches entspricht Maßstäben
für Detailaufnahmen, der obere Rand hingegen

Maßstäben für grobe Übersichtsaufnahmen

1:100

1:50

Maßstab

1:10
detail ierte Aufnahme

Übersichtsaufnahme

1:5

1:1

1

10

100

1000

[m]

Profillänge

346

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

Lithologische Merkmale - Siliciklastische Gesteine

Karbonatische Gesteine

Konglomerat

Konglomerat

Kalk

Kalk

2
matrixgestützt
komponentengestützt
dolomitisch

Brekzie

Brekzie

Kalk mit Cherts
matrixgestützt
komponentengestützt

Kalk siltig

3
oolithischer Kalk

Zellenkalk

Sandstein

Sandstein
konglomeratisch

Dolomit

4

Siltstein

Sandstein
mit Tonklasten

Mergel

5

Tonstein

Kohle

Stylolithe
a

6

Evaporite

Sedimentstrukturen

Evaporite

A

H

Gips / Anhydrit / Halit

G

G

A

H
nicht differenziert

G

A

H

7

Schrägschichtung

Vulkanite

8
trogförmig
planar

Fischgräten

Vulkanite

( herringbone)

nicht differenziert

9

Ignimbrit

Tuff

Lapilli

Flaserschichtung
hummocky (HCS)

10

Weitere Schichtungsmerkmale

Lavastrom

Kissenlava

Schlacke

( pillows)

11

Parallelschichtung
wellige Schichtung
linsenförmige Schichtung

. Abb. 7.99 Signaturen für karbonatische Abfolgen, Evaporite und vulkani-
sche Ablagerungen

12

Erosion

Postsedimentäre Strukturen

13
erosive Grenzfläche

Belastungsmarken
erosive Rinne

Konkretion

Wurzeln
schwach
mittel
stark

Spurenfossil

14
b

Bioturbation

. Abb. 7.98 a Signaturen für siliciklastische Abfolgen. b Übliche Symbole für

15

Sedimentstrukturen

Wickelschichtung Injektions-

Trockenrisse

Algenlaminite
convolute bedding strukturen

16

Eine zentrale Schichtinformation ist die Lithologie, die Gesteinsart.

Zwei lithologische Haupttypen können bei Sedimenten unterschieden
werden, die nicht selten auch in Wechselfolgen gemeinsam auftreten:

Fossilien

17

- siliciklastische Sedimente und

- karbonatische Sedimente.

18

Die Profilaufnahme unterscheidet sich bei beiden Typen schon al

Fossilien
zerstörte Fossilien

Pflanzenfossilien

Wirbeltiere
lein durch die Verwendung unterschiedlicher Gesteins und Merkundifferenziert

19
malsklassifikationen.

differenziert

Müssen ganze Serien von Profilen aufgenommen werden, empfiehlt es sich Formblätter zur Profilaufnahme anzufertigen, die spe

20
ziell auf die zu untersuchende Fragestel ung zugeschnitten sind.

Dadurch wird sichergestel t, dass alle wichtigen Merkmale am Auf

Ammoniten

Belemniten

Bivalven

Brachiopoden

Gastropoden
schluss überprüft werden.

21

Bei gleichmäßiger Schichtung genügt meist ein Profil, um die

Schichtenfolge im Aufschluss zu charakterisieren, bei unregelmäeinzeln

Kolonie

22
ßiger Schichtung mit Diskordanzen oder Faziesverzahnungen sind
hingegen mehrere Profile in regelmäßigen Abständen zu erstellen.

Crinoiden

Echinoidea

Bryozoen

Korallen

Während die vertikale Achse von Säulenprofilen die wahren

23

Mächtigkeiten darstel t, wird die horizontale Achse zur grafischen

Differenzierung der Gesteinsmerkmale oder der Fazies genutzt. Fa

Foraminiferen Stromatolithe

Schwammnadeln

Peloide

Ooide
zies bedeutet soviel wie das Aussehen (lat. facies: Gesicht, Antlitz)

. Abb. 7.100 Signaturen für postsedimentäre Strukturen und häufige Fossilien

7

347

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme
eozäne Konglomerate

Winkeldiskordanz

Oberkreide Playa-Sedimente
erosive Grenzfläche

Belastungsmarken
a
b

. Abb. 7.101 a Erosive Diskordanz zwischen den aufgestellten Oberkrei-
desedimenten und den erosiv darauf abgelagerten eozänen Konglomera-
ten. Die älteren Sedimente wurden abgelagert, deformiert und erodiert.

Auf der Erosionsfläche kam es anschließend zur Ablagerung der Schwemm-
fächer. b Fluviale Rinnen schneiden sich in die Sedimente ein und werden
mit Kies und Sand aufgefüllt. Deutlich erkennt man das Auskeilen der

Rinnenkörper nach rechts. c Im weichen Sediment am Boden der grobklas-
erosive Rinne
tischen Rinne haben sich rillenförmige Belastungs- oder Sohlmarken ( flute
c
casts) gebildet
des Gesteins. Eine Differenzierung unterschiedlicher Fazies erfolgt 20 m ein Maßstab von 1:100 gewählt, dann ergibt sich daraus eine
ausschließlich nach Gesteinsmerkmalen.

Profildarstel ung von 20 cm, die somit auf ein DIN A4 Blatt passt.

Die Eigenschaften der Gesteine, insbesondere ihre Lithologie, Dabei ist zu bedenken, dass 1 m in der Realität im Profil nur auf

Gefügemerkmale und Fossilführung, werden bei der Profilaufnahme 1 mm Länge dargestel t wird, was eine detaillierte Aufnahme kaum
mithilfe von Signaturen dargestel t. Je nach Gesteinsabfolge können zulässt. In diesem Fall wäre eher ein Maßstab wie 1:20 (1 m ≙ 5 cm)

auch ganz spezielle, selbst entworfene Signaturen sinnvoll sein. zu empfehlen.

Eine erläuternde Legende ist den Profilen in jedem Fall beizufügen.

Ausgehend von der Längenskala werden nun horizontal die In

Hier sollen einige häufig verwendete Signaturen vorgestel t wer formationen zu den einzelnen Schichtgliedern eingetragen:

den: . Abb. 7.98, 7.99 und 7.100. Beispiele aus dem Gelände zeigen - Sequenzen zeigen eine Entwicklung der Sedimentabfolge an,

. Abb. 7.101 und 7.102.

wie zum Beispiel eine Gradierung oder einen allmählichen

Materialwechsel.

z Profilaufnahmebogen für klastische Sedimente

- Lithologie (die Gesteinsart) wird mithilfe von Signaturen ange

Bei klastischen Sedimenten werden Eigenschaften wie die Korngröße
geben.

und form, Mineralbestand, Matrixgefüge, Sedimentstrukturen und - Abstufungen nach Korngröße oder Karbonatgefüge werden als

Fossilinhalt bestimmt und aufgenommen. Diese Informationen wer

Verwitterungsprofil dargestel t.

den grafisch maßstabsgetreu in Profilaufnahmeblätter eingetragen - Zusatzinformationen erläutern oder vertiefen eingetragene

(. Abb. 7.103 und 7.104).

Signaturen.

Die Vorlagen zur Profilaufnahme zeigen eine vertikale lineare - Probenentnahmeorte werden in der letzten Spalte eingetragen.

Skala, an der die abgelesenen Mächtigkeiten eingetragen werden. Der

Maßstab der Aufnahme hängt von den für die Fragestel ung relevan Es gibt zwei geläufige Korngrößenklassifikationen, nach DIN 4022
ten Details ab. Wird für ein Profil mit einer Gesamtmächtigkeit von und nach Wentworth (. Abb. 7.105). Die Klassifikation nach DIN

348

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1
ist im deutschsprachigen Raum die am häufigsten benutzte, im angelsächsischen Raum wird die Klassifikation nach Wentworth bevorzugt. Beide Klassifikationen basieren auf einer logarithmischen 2

Untergliederung der Korngrößen. Eine logarithmische Gliederung
bedeutet, dass die Korngrößenbereiche mit steigender Korngröße

3
quadratisch ansteigen. Dadurch werden die feinen Korngrößen detaillierter untergliedert als die groben Korngrößen. Während ein

Korngrößenunterschied von 0,01 mm im feinen Bereich für die se

4
dimentologische Interpretation wichtig ist, so ist dieselbe Korngrö
ßendifferenz beispielsweise im Kiesbereich ohne Bedeutung.

Um die Klassifikationen nach DIN 4022 und nach Wentworth zu

5
vergleichen, können wir von der zentralen Korngröße Sand ausgehen. Wentworth gliedert die Korngrößen nach phi (φ) Graden, dabei

6
ist φ der negative Logarithmus zur Basis 2 des Korndurchmessers.

Sie ist in beiden Klassifikationen gleich begrenzt: Die obere Korngrößengrenze ist nach DIN 2 mm, die untere 0,063 mm, bei Went

7
worth entsprechend 2 mm oben und aufgerundet 1/16 mm unten.

Nach DIN wird Sand nach der Korngröße in drei logarithmisch
gleiche Bereiche untergliedert: Feinsand, Mittelsand und Grobsand.

8

Wentworth gliedert die Korngrößenklasse Sand hingegen in fünf

Unterkategorien: ( very fine, fine, medium, coarse, very coarse), dabei
a

Spurenfossil

9
halbiert sich jeweils die Korngröße von Ober zu Untergrenze der
einzelnen Teilbereiche.

Die Grenze zwischen Ton und Silt liegt nach DIN bei 0,002 mm,

10
dies entspricht 1/512 mm (φ = 9). Wentworth hingegen legt die

Grenze bereits bei 1/256 mm (also 0,004 mm/φ = 8) und unterteilt

11
die Korngröße Silt nicht weiter.

Bei den gröberen Korngrößen unterscheiden sich beide Klassifikationen in der Gliederung des Korngrößenbereiches Kies. Nach

12

DIN werden alle Korngrößen zwischen 2 und 63 mm als Kies bezeichnet und ähnlich wie bei Sand und Silt in drei logarithmisch
gleich große Unterkategorien gegliedert. Wentworth bezeichnet

13
alle Korngrößen gröber als Sand als gravel und untergliedert den

Bereich in granule (bis 4 mm), pebble (bis 64 mm), und cobble (grö

14
ber).

b

Pflanzenfossilien
z Profilaufnahmebogen für Karbonate

15

Karbonatische Abfolgen können nicht wie siliciklastische Abfolgen nach der Korngröße aufgenommen werden. Sie zeigen häufig

16

Wechsel agerungen mit Tonsteinen und Mergeln, daher ist es sinnvol , diese in einem Profilaufnahmebogen mit zu berücksichtigen

(. Abb. 7.106). Ähnlich wie nach der Korngröße werden die Kalke

17
nach Dunham vielmehr aufgrund ihrer Komponenten, dem Gefüge
und der Matrix unterschieden (s. . Abb. 2.62).

18

19

20

Konkretion
c

21

. Abb. 7.102 a Schichtunterseiten mit zahlreichen Spurenfossilien (Thal-
lassinoide). Diese Spuren fossilien zählen zur Cruziana-Ichnofazies, die sich

22
durch eine reiche Spurenfossildiversität aus zeichnet und für Ablagerungs-
bedingungen unterhalb der Wellenbasis spricht (Kreide, Spanien). b, c Plan-
zenfossilien in den pliozänen fluvialen Sanden der Niederheinischen Bucht.

23

Durch Strömung zusammengespülte Blätter mit Tonhäuten (b) und eine vom

Fluss fortgerissene Baumwurzel (c). d Limonitkonkretion in tonigem Mergel
der San-Martin-Formation (Südpyrenäen). e Limonit konkretionen in tonigen

Rinnenablagerungen (Pliozän, Niederheinische Bucht)

7

349

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme

. Abb. 7.103 Beispiel eines ausgefüllten Profilaufnahmebogens für siliciklastische Sedimente

350

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

Profilbezeichnung:

2

Maßstab:

Datum:

3

Einheit Sequenz

Lithologie

DIN 4022

Korngrösse und Merkmale

Zusatzinformation Probe

Ton Silt

Sand

Kies

Blöcke

4

Ordnung
fein
mittel
grob
fein
mittel
grob

2.

1.

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21
very fine
fine
medium
coarse
very coarse
granule
pebble
cobble

22
clay
silt
sand
gravel

Wentworth

23

Seite:

. Abb. 7.104 Aufnahmebogen für siliciklastische Sedimente

7

351

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme

Korngrößenklassifikationen

DIN 4022

Silt

Sand

Kies

Ton

Blöcke

Fein

Mittel

Grob

Fein

Mittel

Grob

Fein

Mittel

Grob
mm

0,002

0,0063

0,02

0,063

0,2

0,63

2

6,3

20

63
ϕ

1

1

1

1

1
mm 1

[ 2 ]

256

64

16

4

1

2

4

8

16

32

64 128 256

2
ϕ°

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

-1

-2

-3

-4

-5

-6

-7

-8
clay
granule
pebble
cobble
boulder
very fine
fine
medium
coarse
very coarse
silt
sand
gravel

Wentworth

. Abb. 7.105 Korngrößenklassifikation nach DIN 4022 und nach Wentworth

. Abb. 7.106 Auch karbonatische Abfolgen können in der Art eines Verwitterungsprofiles dargestellt werden. Hier ist der Profilaufnahmebogen ähnlich wie der für die siliciklastischen Gesteine. Neben Tonsteinen und Mergeln werden die Kalksteine nach der Nomenklatur nach Dunham (1962) eingetragen

352

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

. Abb. 7.107 Herstellung von Dünnschliffen

11

7.5.2 Probennahme

Handstücke mit mindestens 10 × 10 × 10 cm Größe sind meist gut
für die Anfertigung von Dünnschliffen (. Abb. 7.107) geeignet. Dar

12

Die im Gelände entlang der Profile aufgenommenen Informationen aus zugesägte Gesteinsquader (4 × 2 × 1 cm) werden auf Objektträger
können durch eine Probennahme vertieft werden. Die Probennahme (28 × 48 mm) geklebt und anschließend durch Sägen und Schleifen
sol te immer unter Beachtung der umgebenden Gesteine erfolgen, auf eine Dicke von 25–30 μm gebracht. Die im Gelände genommene

13
dies kann durch eine Profilaufnahme oder Kartierung gesichert wer Gesteinsprobe sol te deutlich größer sein als der später zugesägte
den. Die Probennahme dient dazu, das Gestein durch weitere Ver Block, da verwitterte und brüchige Gesteinspartien nicht für den

14
fahren, die nicht im Gelände durchgeführt werden können, genauer Schliff verwendet werden können.

zu untersuchen.

Jede Probe wird sorgfältig beschriftet (Probennummer, Loka

Übliche Untersuchungsverfahren an Gesteinsproben sind:

tion bzw. GPSWegpunktNummer, Datum) und in Probentüten

15

- Optische Dünnschliffanalyse (Mineralbestand, Paragenesen, verpackt. Lockersedimente füllen wir in reißfeste Probentüten

Gefüge),

-

(. Abb. 7.108), Becher oder Gläser mit Verschluss. Festgesteins

16

Geochemische Analyse (Haupt, Neben und Spurenelemente
proben verpacken wir in beschrifteten Probentüten, größere Blöcke
und deren Isotope):

-
können wir direkt mit Edding® beschriften. Bei orientierten Festge

Gesteinsproben werden zermahlen für Röntgenfluoreszensteinsproben kennzeichnen wir auf dem Gestein die ursprüngliche

17
zanalyse (RFA), Röntgendiffraktometrie (RDA), Massen

Orientierung im Gelände (. Abb. 7.109). Wasserproben füllen wir
spektrometer,

-
in beschriftete PET oder Glasflaschen (. Abb. 7.110).

Festgesteinsproben werden an Dünnschliffen mit Elektro

Die Entnahmeorte der Proben werden wie folgt dokumentiert:

18
nenstrahlMikrosonde (EMS) geochemisch untersucht,

-

- GPSPosition des Probenentnahmepunktes,

Wasserproben: untersucht mit Ionenchromatographie (IC),

- Foto des Aufschlusses mit Markierungen an den Probenent

19

Photometrie (P), Atomabsorptionsspektrometrie (AAS).

nahmepunkten (. Abb. 7.111),

- Eintrag der Probenentnahmepunkte in den Profilaufnahmebo

Je nach geplantem Analyseverfahren erfolgt die Probennahme ungen.

20
terschiedlich, was Zahl und Art der Proben betrifft. Vor der Probennahme sol te daher immer eine genaue Information vorliegen, Dadurch soll sichergestel t werden, dass jede Probe präzise ihrer welche Ansprüche das Analyseverfahren an die Probe stel t.

Entnahmestelle zuzuordnen ist.

21

22

23

7

353

7.5 • Profilaufnahme und Probennahme

. Abb. 7.108a,b Lockergesteine in Probentüten. a Kiesiger Sand, b Probe
aus einer mergelig-tonigen Abfolge, die bei der Entnahme in Polyeder
zerfällt. Die eindeutige Beschriftung der widerstandsfähigen Probentüten
ist wichtig und direkt im Gelände vorzunehmen

Oben

Seite

Unten

Probennr.

Nordrichtung

Einfallsrichtung

Top

Basis
unten
oben
a
b
c

. Abb. 7.109a–c Orientierte Gesteinsprobe und ihre Kennzeichnung. a An der Oberseite – gekenn zeichnet durch einen Kreis mit einem Punkt – werden Probennummer und Orientierung des Schicht einfallens notiert. b Zusätzlich können an der Seite Oberkante und Basis gekennzeichnet werden. c Die Unterseite wird mit einem Kreis und einem Kreuz markiert

354

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4
c

5

6

7

8
a
b
d

9

. Abb. 7.110a–d Wasserprobenentnahme und In-situ-Messung. a pH-Messung am Probennahmeort. b Grobfiltern der Wasserproben zur Entfernung der Schwebfracht. c Titrieren der Wasserprobe vor Ort bis zu einem pH-Wert von 8,2 zur Bestimmung der gesamten freien Kohlensäure. d Die entnommenen Was-10
serproben werden zur Analyse mit Photometer (P), Atomabsorptionsspektrometrie (AAS) und Ionen-Chromatographie (IC) herangezogen. Die Probenflaschen sollten vollständig mit Wasser gefüllt sein, für das Photometer werden sie mit H SO und für die AAS mit HNO stabilisiert

2

4

3

11

Wichtige Bildbereiche scharf stellen und nicht verwackeln. Auch
bei Autofokussensoren geschieht es viel zu häufig, dass der eigent

12
lich interessante Bereich nicht ganz scharf gestel t ist. Das liegt an
der Einstel ung des Autofokussensors, meist kann zwischen Einzelpunkt und Mehrfachpunktmessungen gewählt werden.

13

Schärfentiefe beachten. Jede Optik arbeitet zur Beeinflussung des

Lichteinfal s mit einer regulierbaren Blende. Je kleiner die Öffnung,

14
umso weniger Licht fäl t ein, aber zugleich ist die Tiefenschärfe grö
ßer.Brennweite („Zoom“) auf wesentliches Objekt optimieren. Es

15
gilt, eine geeignete Brennweite zu finden, die den wirklich interessanten Bereich hervorhebt (ohne einen digitalen Zoom zu verwen

16
den). Viel zu häufig gibt es „Suchbilder“, auf denen der Hammer
als Maßstab kaum noch zu sehen ist und der eigentliche Aufschluss
vielleicht 10 % der Bildfläche einnimmt. Eine Detailaufnahme sol te

17

. Abb. 7.111 Dokumentation der Probennahme im Gelände. Durch
umgekehrt immer mit einer Übersichtsaufnahme einhergehen.

Markierungen sind die Probenentnahmestellen an der Profilwand kenntlich

Lichtverhältnisse: Direkte Sonneneinstrahlung, Schatten oder
gemacht
diesiges Wetter beeinflussen die Bildqualität enorm. Bei direkter

18

Sonneneinstrahlung kann der Schattenwurf farbliche Wechsel an

7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie
der Gesteinsoberfläche fast verschwinden lassen, aber auch heraus

19
gewitterte Schichtmerkmale besonders gut hervorheben. Diffuses

Wem ist das nicht schon passiert? Man hat interessante Aufschlüsse Licht kann bei der Erfassung von Farbabstufungen ideal sein, lässt
und Gesteine im Gelände fotografisch dokumentiert und fragt sich hingegen häufig den räumlichen Eindruck vermissen. Bei direktem

20
nach der Rückkehr, warum kaum etwas auf dem Bildmaterial wirk Sonnenlicht kann der Schattenwurf durch den geschickten Einsatz
lich deutlich erkennbar ist. Häufig ist der Eindruck aus dem Gelände des (meist viel zu schwachen) Blitzlichtes aufgehel t werden.

noch lebhaft, die Bilder hingegen sind enttäuschend. Woran liegt das?

Blickwinkel und Perspektive: Häufig ist es hilfreich, ein Hand

21

Der räumliche Eindruck von Strukturelementen ist dank un stück oder einen Aufschluss aus verschiedenen Blickrichtungen zu
serer Augen vor Ort auch bei schlechten Lichtbedingungen her fotografieren. Meist ergibt sich erst beim Betrachten des Bildmate

22
vorragend, dies auf Fotos festzuhalten ist aber häufig nicht einfach. rials, also nach der Rückkehr, welche Perspektive letztendlich die

Glücklicherweise ermöglichen die digitalen Fotoapparate ein rasches beste war.

Überprüfen des Bildmaterials vor Ort und zwingen nicht zu großer

Maßstab: Bitte stets einen eindeutigen Maßstab auf dem Bild

23

Sparsamkeit, was die Anzahl der Bilder anbetrifft.

festhalten, zum Beispiel Gebäude, Personen, Hammer, Taschenmes

Auch wenn die digitale Bildverarbeitung inzwischen ungeahnte ser oder Münzen – und diese nicht stehen oder liegen lassen!

Möglichkeiten zur Optimierung des Bildmaterials bietet, können

Bildlokalität: Um später nicht zu vergessen, wo genau die zahlfolgende Punkte beachtet werden (. Abb. 7.112):

reichen Bilder aufgenommen wurden, sol ten die Bildnummern im

7

355

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

. Abb. 7.112 Hinweise zum Fotografieren im

Fotografieren im Gelände

Gelände

Übersicht

Überlegen, welches Detail tatsächlich
wichtig ist und den Ausschnitt auf

Bildausschnitt
das Wesentliche beschränken.

festlegen

Ausschnitt

Übersichts- und Detailaufnahmen
kombinieren. Kein „Abscannen“ des

Makro

Aufschlusses gezielte Aufnahmen.

Maßstab in geeigneter Größe in den

Maßstab im Bildausschnitt festlegen

Bildausschnitt legen oder integrieren.

Schattenwurf

Lichtverhältnisse berücksichtigen,

Schattenwurf kann störend wirken

Lichtverhältnisse
oder auch Strukturen hervorheben.

prüfen
diffuses Licht

Diffuses Licht oder besser direkte

Sonneneinstrahlung abwarten?

Blitz

Blitz nur bei Nahaufnahmen.

Weitwinkel

Objekte wirken aus unterschiedlichen

Perspektive

Perspektiven anders – verschiedene

Blickwinkel ausprobieren.

und

Durch Weitwinkel oder Tele kann

Brennweite

Teleobjektiv
das Bild perspektivisch beeinflusst
werden.

Das wirklich wichtige Objekt fokussieren.

Schärfe und Schärfentiefe prüfen

Schärfentiefe durch große Blendenzahl

(kleine Blendenöffnung) verbessern.

Mehrere Aufnahmen mit unterschiedlichen

Nicht zu sparsam mit den Aufnahmen
arbeiten. Von 5–6 Bildern ist meist nur

Optionen pro Objekt durchführen
eines wirklich gut!

. Abb. 7.113 Klassische Utensilien zum Zeich-
nen geologischer Karten mit Tusche

Schablonen für DIN-Schriftzüge

Klinge zum „Radieren“

Rapidographen mit
unterschiedlicher Strichstärke

Tusche

Kurvenlineal zum Zeichnen
gebogener Linien

Feldbuch laufend den Aufschlusspunkten zugeordnet werden. Be 7.6

GIS und 3D-Modellierung in der Geologie
sonders praktisch sind Kameras mit integriertem GPS, die neben
der Bildinformation die Position direkt mitspeichern. Neben der Lo Das rechnergestützte Verarbeiten und die digitale Analyse von Gekalität kann auch die Aufnahmerichtung von Bedeutung sein, dies ländedaten haben in den Geo wissenschaften seit Ende der achtziger kann einfach wie folgt gekennzeichnet werden: SO = Blickrichtung Jahre manuelle Darstel ungsverfahren weitgehend abgelöst. Inzwinach SO.

schen werden geowissenschaftliche Karten kaum mehr mit Tusche

Backup und Kennzeichnung des Bildmaterials: Bitte regelmäßig auf Trans parent papier gezeichnet, so wie es in den Jahrzehnten zuvor

Sicherheitskopien des Bildmaterials auf mobile Datenträger ablegen. Standard war (. Abb. 7.113 und 7.114).

Heutige Speicherkarten können zwar Hunderte bis Tausende Bilder

Zwei Schritte führen zu digitalen Geodaten:

speichern, kommt das Gerät aber abhanden – was schlimm genug ist - Digitalisierung bestehender gedruckter Kartenwerke und

– dann sol ten die wichtigsten Bilder bereits gesichert sein. Zugleich
raumbezogener Daten und
ist es sinnvol , das Bildmaterial eindeutig durch Umbenennung der - digitale Erhebung neuer Daten im Gelände.

Dateien oder durch Editieren der digitalen Bildinformationen (Metadaten) kenntlich zu machen.

356

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

. Abb. 7.114 Schichtlagerungskarte (Lichtpause einer Tuschezeichnung). Die Höhenlinien der Schicht grenzen geben die Form der geologischen Fläche vor 14
und stellen damit ein auf die Kartenebene projiziertes Raummodell dar

Kartierung und Modellbildung

15

Ausgangssituation

Es gibt keinen „Normalfall“, an
den Modelle angeglichen werden können.

16

Jedes geologische Modell ist im Detail
eine einzigartige Struktur.

17

Ähnlichkeiten in Struktur und Genese treten auf,
sind jedoch nie identisch.

18

Die Genauigkeit des Modells ist skalenabhängig.

19

Modellierung

Während der Kartierung erfolgt eine

20
erste Mustererkennung und Interpretation
der geologischen Strukturen.

21

Unter Einbeziehung von prozessbezogenen Hypothesen
und Zusatzinformationen werden diese Startmodelle
iterativ verbessert.

22

. Abb. 7.115 Ausgangssituation und Model-

Modellvalidierung

Der Vergleich des Modells mit der Realität zeigt
lierung. Jedes Modell stellt einen Aspekt der

23

Stärken und Schwächen des Modells auf.

Realität auf der Grundlage der zugänglichen

Informationen dar

7

357

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie
e

Linie

Punkt

Fläche
offener Polygonzug

(Linie)

z. B. geologische Grenze

Volumen
geschlossener Polygonzug

(Begrenzung einer Fläche)

z. B. Ausstrich geologischer Einheiten

. Abb. 7.116 Objektarten bei der geologischen Modellierung sind Punkte, Linien, Flächen und Volumen, die Attribute (Informationen zu den Objekten) werden in Tabellen gespeichert

Gedruckte Kartenwerke können nicht so häufig aktualisiert werden - durch geometrische Unstetigkeiten (z. B. Verwerfungen, Faziwie digitale Datensätze, die über entsprechende Server, zum Beieswechsel) begrenzt und spiel von den geologischen Diensten, online zur Verfügung gestel t - müssen durch Beobachtung und Beprobung entdeckt werden.

werden. Die Nutzer können digitale Daten abrufen, auf dem Rechner darstellen und nach Bedarf geeignete Ausdrucke, etwa für den Die stützenden Daten: geplanten Geländeeinsatz, unter Berücksichtigung von Maßstab, - sind spärlich im Vergleich zur Komplexität der Objekte, die sie

Ausschnitt und dargestel ter Information anfertigen.

abbilden,

Eigene Geländedaten können wir schon vor Ort in digitale Daten - lassen sich nicht beliebig verdichten,
formate überführen, um sie für die weitere Bearbeitung und Analyse - sind unregelmäßig und ungleich verteilt und
mit GIS (Geoinformationssystem), Geostatistik und 3DModellier - lassen selten eine Quantifizierung von Richtigkeit und Genautools bereitzustellen. An dieser Stelle möchten wir wichtige Aspekte igkeit zu.

an einigen Beispielen erläutern. Die Entwicklung der Funktionalitäten
der GIS und 3DModelliersoftware unterliegt einem stetigen Fort Die Geometrie geologischer Strukturen und die an der Bildung beschritt, daher wird hier die prinzipielle Vorgehensweise dargestel t.

teiligten Prozesse sind die wichtigsten Faktoren bei der geologischen

Digitale räumliche Geodaten ermöglichen:

-

Modellierung. Mithilfe der Modelle werden „leere Räume“, in denen
kartographisch korrekte Darstel ung und Analyse des Datenbe keine Daten vorliegen, „intelligent interpoliert“.

standes bei unterschiedlichen Raumbezugssystemen (Projekti

Die Modelle werden entsprechend:

onen und Koordinatensystemen),

-

- der Güte der Anpassung an die Primärdaten,
den raschen Vergleich thematisch unterschiedlicher GeoIn

- der geologischen Plausibilität und
formationen,

-

- dem Vorhersagewert

Verschneiden zur Ableitung von Informationsschnittmengen,

-
validiert und verfeinert.

Ableitung neuer Inhalte aus dem verfügbaren Datenbestand,

-

Digitale 3DModelle, verwaltet durch ein adäquates Datenregelmäßiges Aktualisieren und Ergänzen bestehender Datenbanksystem:

sätze.

- ermöglichen konsistente, aktualisierte Auswertungen,

- sind Grundlage neuer Informationen,
z Geologische Modellierung

- sind die zukünftige Basis geologischer Kartierungen.

Die geologische Modellierung beginnt bereits im Gelände, denn sie
steuert schon dort die Datenaufnahme vor Ort (. Abb. 7.115). Die z Geometrische Objekte

Ausgangssituation einer Geländeaufnahme zur Erfassung geologi Digitale Rauminformationen werden im Zuge der Modellierung als
scher Strukturen könnte wie folgt sein:

geometrische Objekte gespeichert und mit beschreibenden und ge

Geologische Flächen und Körper:

-
messenen Informationen (Attribute) in tabel arischer Form hintersind in ihrer Raumlage zunächst unbekannt,
legt (. Abb. 7.116). Attribute können sein: Messwerte, Stratigraphie,

358

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.117 Durch das Scannen von Karten-
vorlagen wird ein Rasterbild erzeugt. Schon
mit 300 dpi wird eine Bilddatei mit einer für das

2
anschließende Digitalisieren völlig ausreichen-
den Auflösung erstellt

3

4

5

6

7

Bei 300 dpi Scanauflösung liegt
die Strichdicke bei 2–10 Pixel.

8

9

10

Lithologie, Bearbeiter und so weiter. Dargestel t werden sie durch doberfläche. Ihre Begrenzung ist durch die im Gelände kartierten
geometrische Objekte (Punkt, Polylinie, Fläche, Volumen), deren Grenzen zwischen Kartiereinheiten vorgegeben. Innerhalb dieser

11

Position und Dimension.

Grenzen sol ten alle Aufschlusspunkte dieser einen Kartiereinheit

Punktobjekte: Das einfachste geometrische Objekt ist der Punkt. zuzuordnen sein.

Punkte können Positionen von Aufschlüssen, Messpunkten oder an

Alle bisher beschriebenen Objekte liegen auf der Kartenebene.

12
deren Beobachtungspunkten sein. Typische Punkteobjekte sind die Daher können die Punkte, die diese Objekte in der Projektionsim Gelände bestimmten GPSMesspunkte. Die Position wird durch ebene aufbauen, in ihrer Position durch zwei Koordinaten (x, y) xyKoordinaten bei vorgegebener Projektion festgelegt. Ein zWert festgelegt werden. Kommt zu diesen zwei Koordinaten eine dritte

13
für die Höhe wird meist als Attribut zusätzlich gespeichert. Dieser Koordinate hinzu, spricht man von Raumkoordinaten (x, y, z). Pohat zwar in der Regel nicht dieselbe Genauigkeit wie die xyKo lygonzüge mit Raumkoordinaten werden als Raumkurven bezeich

14
ordinaten, gemeinsam ergeben sie aber eine gute Näherung der net. Ausbisslinien geologischer Grenzflächen sind immer geologi

Raumkoordinaten.

sche Raumkurven, denn sie sind die Schnittlinien zwischen dem

GPSPunkte sind Primärdaten, da sie direkt gemessen und nicht Relief und der geologischen Grenzfläche (vgl. ▶ Kap. 6). Ebenso 15
aus anderen Informationen abgeleitet werden. Ebenso können die sind die auf der geologischen Karte dargestel ten Flächen der Kar

Positionen von Aufschlusspunkten oder Schichtorientierungen aus tiereinheiten in Wirklichkeit gekrümmte Flächen, denn sie sind

16
georeferenzierten Kartengrundlagen abgelesen werden.

Schnittflächen zwischen dem Relief und den geologischen Körpern

Linienobjekte: Durch direkte Verbindung zweier Punkte ergibt im Untergrund. Die Geometrie dieser Körper kann durch begrensich eine Gerade, werden mehr als zwei Punkte in Reihe verbunden, zende Flächen definiert werden, sie umschließen ein bestimmbares 17
ergibt sich daraus eine Polylinie. Ist der Anfangspunkt der Polylinie Gesteinsvolumen.

verschieden vom Endpunkt, dann handelt es sich dabei um einen
offenen Polygonzug. Abschnitte geologischer Grenzen zwischen z Aufnahme geologischer Objekte für eine Modellierung

18
zwei geologischen Einheiten oder Verwerfungsausbisse können Mobile GISSysteme auf TabletPCs ermöglichen heute schon die
durch offene Polygonzüge beschrieben werden. Bei identischem GPSgestützte Geländeaufnahme und den Eintrag der Beobachtungen

19

Anfangs und Endpunkt wird die Polylinie als geschlossener Poly vor Ort. Bislang werden jedoch meist Kartierergebnisse im Gelände in
gonzug bezeichnet. Ein solcher Polygonzug umschließt eine Fläche Papierkarten eingetragen und nach Abschluss der Kartierung:

und stel t somit eine Flächenbegrenzung dar. Geologische Einheiten - gescannt,

20
auf geologischen Karten werden stets durch geschlossene Polygon - georeferenziert,
züge begrenzt.

- digitalisiert und

GPSGeräte können neben den manuell gesetzten Wegpunkten - mit GPSPunkten abgeglichen.

21
auch die Wegstrecken als tracks speichern. Dies sind typische Polylinien, die zwischen regelmäßig bestimmten Punktlokationen gezogen Dies wird auch in nächster Zukunft der übliche Weg sein, um geo

22
werden, und gelten ebenfal s als Primärdaten. Geologische Grenzen logische Geländeinformation in digitale Datensätze zu überführen,
und Verwerfungen sind typische Linienobjekte, ihr Verlauf kann im daher sind die wichtigsten Schritte hier kurz beschrieben.

Gelände durch einzelne GPSPunkte oder bei guter Begehbarkeit

Scannen von Kartenvorlagen: Die Kartenvorlage wird gescannt

23
auch durch einen track dokumentiert werden.

und als Rasterbild gespeichert (. Abb. 7.117). Farben und Grenzen

Flächenobjekte: Charakteristische Flächenobjekte auf der geo sol ten eindeutig erkennbar sein.

logischen Karte sind Ausstriche geologischer Einheiten an der Er

7

359

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

A - Kartenvorlage mit Koordinatengitter

2543000

2544000

2545000

5673000

Manuelle Eingabe der Koordinaten

Koordinateneingabe:

5672000

x

2545000
y

5673000

5671000

2544846

B - Kartenvorlage ohne Koordinatengitter

2543000

2544000

2545000

5673000

5672000

2544846

Übernahme von Koordinaten aus bereits referenzierter Karte

5671495

5671495

5671000

. Abb. 7.118 Referenzierung: Passpunkte werden mithilfe des Koordinatengitters gesetzt ( A) oder Referenzierung durch Übertragung bekannter Punkte von einer bereits georeferenzierten Karte ( B)

Georeferenzierung: Das digitale Kartenbild wird durch die Re einem Gummituch, das an die Passpunkte angepasst wird (Polynoferenzierung in einem geographischen Bezugssystem positioniert. minal und Splineinterpolation).

Zur Referenzierung stehen im GIS meist zwei Funktionen zur Ver

Digitalisierung: Durch die Digitalisierung wird die Bildinfügung (. Abb. 7.118):

-
formation der gescannten Rasterdatei in Vektordaten überführt

Referenzierung über Passpunkte auf der Karte mit bekannten

(. Abb. 7.119). Alle geologisch wichtigen Informationen werden als

Koordinaten. Hierzu sol te das Koordinatenbezugssystem der

Punkt, Linien oder Flächenobjekte definiert und mit Zusatzinfor

Kartenvorlage bekannt sein und zwischen 4 und 10 bekannte
mationen versehen.

Koordinatenpunkte sol ten auf der Karte erkennbar sein (z. B.

Charakteristische Bedeutungen von Objekten auf geologischen

Koordinatengitter). Diesen Punkten werden die Koordinaten

Karten sind:

manuell durch Eingabe zugewiesen.

-

- Punktobjekte:

Referenzierung über eine bereits referenzierte Karte. Liegt

- Aufschlusspunkte (Steinbrüche, Weganschnitte, Felsklippen),
bereits eine referenzierte Karte der Region vor, können die

- Messpunkte (Kompassmessungen, Bohrungen, Probenloka

Koordinaten markanter Punktkoordinaten (Wegkreuzungen,
tionen, Grundwassermessstellen),

Gebäudeecken, Berggipfel) aus dieser Vorlage auf die neue

- besondere Beobachtungen (Quellen, Erzvorkommen, Höh

Karte übertragen werden. Dies ist besonders dann hilfreich,
len, Fossilfundpunkte).

wenn das Koordinatensystem nicht bekannt ist.

- Linienobjekte:

- geologische Grenzen,

Durch die Georeferenzierung wird der Bilddatei die Zusatzinforma

- Verwerfungs und Kluftverläufe,
tion über die Positionierung im Koordinatenbezugssystem beigefügt.

- hydrothermale oder magmatische Gänge.

Dies kann über eine getrennte worldDatei oder wie im GeoTiffFor - Flächenobjekte:

mat direkt in der Bilddatei erfolgen. Dadurch wird das Kartenbild in

- Ausbisse geologischer Körper beziehungsweise Schichten
jedem GIS korrekt auf der Erdoberfläche positioniert.

an der Geländeoberfläche.

Die Bilddatei kann bei diesem Vorgang unverzerrt bleiben (lineare Verfahren) oder über Bildinterpolation verzerrt werden, ähnlich

360

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

Kartenvorlage (Rasterformat)

Digitalisierte Karte (Vektorformat)

2
offener Polygonzug = geologische Grenze

3

4

5

6

7

8
geschlossener Polygonzug = Schichtausstrich

9

. Abb. 7.119 Durch die Digitalisierung werden Rasterdateien in Vektorobjekte überführt. Jedem Vektor objekt kann eine bestimmte thematische Bedeutung zugewiesen werden

10
z Layer – Daten auf verschiedenen Ebenen
mung durchgeführt wurde. Sondierungen werden meist auch in der

11

Die unterschiedlichen geowissenschaftlichen und topographischen Aufschlusskarte dargestel t:

Informationen werden mithilfe von GIS differenziert auf ver - Layer 4 – Aufschlusspunkte (inkl. Sondierungen),
schiedenen Darstel ungsebenen (Layer) abgelegt und visualisiert - Layer 1 – topographische Karte.

12

(. Abb. 7.120). Layer können je nach GIS nur für eine Objektart definiert werden (ArcGIS®, QGIS®) oder offen für verschiedene Ob z Von der Kartenebene zum 3D-Modell jektarten angelegt werden (MapInfo®). In jedem Fall sol te eine klare Ausgehend von der digitalen geologischen Karteninformation

13
inhaltliche Strukturierung erfolgen, die eine flexible Kombination kann nun in einem nächsten Schritt die 3DModellierung der
bei der Darstel ung der Informationslagen ermöglicht.

geologischen Strukturen erfolgen. Das Ziel ist ein Höhenmodell

14

Der Datensatz besteht beispielsweise insgesamt aus 7 Layern:

-

(Digitales Höhenmodel , DHM, digital terrain model, DTM). Die

Layer 7 – Faltenachsen, Spuren der Faltenachsenflächen,

-

Geländeoberfläche ist die Begrenzung der geologischen Modelle

Layer 6 – Kompassmessungen (Schichtung, Schieferung),
nach oben und ihre Darstel ung kann neben der üblichen kartogra

15

- Layer 5 – Fossilfundpunkte,

-
phischen Form mit Höhenlinien auch durch 3DModelle erfolgen

Layer 4 – Aufschlusspunkte (inkl. Sondierungen),

-

(. Abb. 7.121 und 7.122).

16

Layer 3 – Verwerfungen,

-

Das Höhenmodell ist ein regelmäßiges Punkteraster mit kons

Layer 2 – geologische Flächen (Kartiereinheiten),

-
tanten Punktabständen und für jeden Punkt ist die Höhe über NN

Layer 1 – topographische Karte.

bekannt. Die Darstel ung der Punkte über ihre Raumkoordinaten

17

(x, y, z) kann mithilfe von GIS und 3DModelliersoftware erfolgen

Geologische Karte: Zur Erstel ung einer geologischen Karte werden und ermöglicht die Generierung von Reliefansichten (. Abb. 7.123).

aus den 7 verfügbaren Layern 5 ausgewählt:

Bildinformationen, zum Beispiel geologische Karten im Rasterfor

18

- Layer 7 – Faltenachsen, Spuren der Faltenachsenflächen,

-
mat, können in einem zweiten Schritt auf die Darstel ung des Hö

Layer 6 – Kompassmessungen (Schichtung, Schieferung),

-
henmodel s gelegt werden ( drapeFunktion). Diese Art der Darstel

19

Layer 3 – Verwerfungen,

-
lung ist für geologische Karten sehr hilfreich, da reliefabhängige

Layer 2 – geologische Flächen (Kartiereinheiten),

-

Strukturverläufe verständlicher werden (. Abb. 7.124). Wir können

Layer 1 – topographische Karte.

auch die Messwerte des Schichteinfallens räumlich darstellen. Auf

20

Grundlage von Profilen können wir die dreidimensionalen Struktu

Strukturkarte: Die Strukturkarte stel t ausschließlich die tektoni ren konstruieren (. Abb. 7.125). Dabei werden Flächenobjekte durch schen Elemente dar, folgende 4 Layer werden selektiert:

Interpolation erzeugt.

21

- Layer 7 – Faltenachsen, Spuren der Faltenachsenflächen,

-

Geologische Grenzflächen werden modelliert auf der Grundlage

Layer 6 – Kompassmessungen (Schichtung, Schieferung),
von:

22

- Layer 3 – Verwerfungen,

-

- gemessenen Schichtorientierungen,

Layer 1 – topographische Karte (kann zur besseren Interpreta

- Verläufen der Ausbisslinien,
tion der Strukturen auch ausgeblendet werden).

- konstruierten Profilschnitten,

23

- Ergebnissen von Bohrungen,

Aufschlusskarte: Die Aufschlusskarte zeigt ausschließlich die Beob - seismischer Interpretation,
achtungspunkte im Arbeitsgebiet, an denen eine Gesteinsbestim - strukturgeologischen Annahmen.

7

361

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie
gesamter Datensatz

( 7 Layer )

Faltenachsen

Aufschlusskarte

( 2 Layer )

Kompassmessungen

Aufschlusspunkte

Fossilfundpunkte

Aufschlusspunkte

Verwerfungen

Topographie
geologische Flächen

Topographie
tektonische Strukturkarte

( 4 Layer )

Faltenachsen

Kompassmessungen
geologische Karte

( 5 Layer )

Kompassmessungen

Verwerfungen

Fossilfundpunkte

Topographie

Verwerfungen
geologische Flächen

Topographie

. Abb. 7.120 Datenstrukturen werden auf thematischen Ebenen (Layer) hinterlegt. Durch die gemeinsame Darstellung ausgewählter Layer können Karten mit unterschiedlichen geo wissen schaftlichen Inhalten erzeugt werden

Siegtal

Siebengebirge

. Abb. 7.121 Eine klassische Darstellungsform von Höhenmodellen sind die

Niederrheinische
plastischen Karten. Der Kartenausschnitt zeigt den Blick nach Osten auf das
rechtsrheinische Schiefergebirge mit dem Siebengebirge im Vordergrund.

Bucht

Deutlich sind die Reliefformen im flachen Auflicht erkennbar (1:500.000 NRW,

7,5-fach überhöht, LVA NRW 1968)

Rheintal

362

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

2

Ölberg

Drachenfels

Petersberg

3

4

5

6

7

8

Rodderberg

9

10

. Abb. 7.122 Ein virtueller Blick von SW nach NO über den Rodderberg und das Rheintal auf das Siebengebirge, durch Abbildung einer geologischen Karte auf 11
ein lokales digitales Höhenmodell erzeugt (5-fach überhöhte Darstellung) – Geologische Karte (Blatt Königswinter): © Geol. L.-Amt Nordrh.-Westf. 1995 / DHM: GeoBasis NRW

12
a

13

14

15

16

17

. Abb. 7.123 a Höhenmodelle liegen als Git-

18
terpunktdaten vor. In regelmäßigen Abständen

(Rasterweite) liegen Höhenwerte (Höhe ü. NN)

vor. b Durch Triangulierung der Punktwolken

19
wird ein Flächenmodell des Reliefs erzeugt

(Modell und Bilder: J. Heinz, erstellt mit MOVE®

20

Midland Valley)

21

22

23

7

363

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

. Abb. 7.123 ( Fortsetzung) a Höhenmodelle
liegen als Gitterpunktdaten vor. In regelmäßi-
b
gen Abständen (Rasterweite) liegen Höhenwer-
te (Höhe ü. NN) vor. b Durch Triangulierung der

Punktwolken wird ein Flächenmodell des Reliefs
erzeugt (Modell und Bilder: J. Heinz, erstellt mit

MOVE® Midland Valley)

b
a
c

. Abb. 7.124 a Bildinformationen, z. B. geologische Karten im Rasterformat, können auf die Dar stellung des Höhenmodells gelegt werden ( drape-Funktion).

Diese Art der Darstellung ist für geo logische Karten sehr hilfreich, da reliefabhängige Strukturverläufe verständlicher werden. b Mess punkte mit Schichteinfallen. c Durch die räumliche Darstellung von Messungen des Schicht einfallens wird ein erster Überblick über die Schichtorientierungen im Arbeitsgebiet möglich (Modell und Bild: J. Schmid-Kieninger, S. Strube, J. Heinz, erstellt mit MOVE® Midland Valley)

364

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

1

. Abb. 7.125 Profilschnitte als Grundlage zur

Konstruktion von 3D-Strukturen. Aus Profilserien
können Flächenobjekte durch Interpolation er-

2
zeugt werden (Modell und Bild: J. Heinz, erstellt
mit MOVE® Midland Valley). Die Profile werden in
die geologische Karte und in das Höhenmodell

3
eingehängt

4

5

6

7

8

9
z Überprüfung des 3D-Modells

- Kartierte und modellierte Grenzen weichen stark voneinander

Die modellierten Grenzflächen können mit dem Höhenmodell verab. Der Model ansatz ist nicht geeignet, um die an der Oberflä

10
schnitten werden und ergeben auf diese Weise konstruierte Ausbissche sichtbaren Strukturen plausibel zu erklären. Dies ist oft ein
linien (. Abb. 7.126, 7.127 und 7.128). Der Vergleich der tatsächlich

Hinweis auf eine höhere Komplexität der Strukturen im Un

11
kartierten Grenzen und der aus dem Raummodell abgeleiteten Grentergrund, die durch die Geländeaufnahme und durch die zur
zen kann zu folgenden Rückschlüssen führen:

-

Verfügung stehende Tiefeninformation noch nicht vol ständig

Kartierte und modellierte Grenzen stimmen überein – das
erfasst werden konnten.

12

Modell gibt die Geologie an der Oberfläche korrekt wieder,
dies ist ein wichtiges Kennzeichen für die Plausibilität des

Der folgende Schritt besteht darin, das Modell zu validieren. Hierzu

Model s.

sind zusätzliche Informationen erforderlich, wie:

13

- Kartierte und modellierte Grenzen stimmen teilweise überein - weitere Geländedaten, eine Überprüfung im Gelände,

– der Model ansatz ist zwar richtig gewählt, die auftretenden

- Tiefeninformation (Bohrdaten, Seismik),

14

Abweichungen zeigen jedoch, dass im Detail Ungenauigkeiten

- tektonische oder sedimentologische Plausibilitätsprüfung.

vorliegen. Dies kann folgende Gründe haben, die überprüft
werden sol ten:

Mit diesen zusätzlichen Daten kann das Modell durch Anpassung

15

- Ungenaue Festlegung der Grenzen im Rahmen der Gelän in mehreren Iterationsschritten optimiert werden, bis alle verfügbadeaufnahme. Schlechte Aufschlussbedingungen können ren Informationen durch das Modell zufriedenstellend beschrieben

16
zu einer ungenauen Festlegung geologischer Grenzen vor
werden.

Ort führen. Das Modell hilft, den geometrisch korrekten

Die erstel ten 3DModelle (. Abb. 7.129 und 7.130) dienen nicht

Verlauf von Grenzen festzulegen, idealerweise können monur dazu, komplexe Raumstrukturen darzustellen und zu begreifen.

17
dellierte Grenzen im Gelände daraufhin gezielt überprüft

Vielmehr liegt ihr Sinn darin, als quantitative Grundlage für weitere
werden.

-

Informationen zu dienen.

Model annahmen sind zu stark vereinfacht oder gene

Aus den 3DModellen können unmittelbar abgeleitet werden:

18
ralisiert. Bei der Modellierung gehen wir zunächst von

- geologische Karten,
einfachen Model annahmen aus, etwa was die geomet

- beliebige Profilschnitte,

-

19
rischen Eigenschaften der Grenzflächen betrifft. Diese

Schichtlagerungskarten,
gehen in einer ersten Näherung zunächst als glatte und

- Volumenmodele,
kontinuierliche Flächenobjekte in das Modell ein. Lokale

- eine quantitative zeitliche Rekonstruktion tektonischer Prozesse.

20

Abweichungen zwischen modelliertem und beobachtetem

Grenzverlauf deuten auf Flexuren oder auf einen Versatz
entlang von Verwerfungen hin, was erst durch den räumli

21
chen Model ansatz auffäl t.

22

23

7

365

7.6 • GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

. Abb. 7.126 a Raummodell einer Muldenstruktur. Die Schnittlinien der
geologischen Flächen mit dem Relief sind die Ausbisslinien. b Die konstruier-
ten Grenzen können nun zur Validierung des Modells mit der geologischen

Karte und im Gelände überprüft werden (Modell und Bilder: J. Heinz, erstellt
mit MOVE® Midland Valley)

. Abb. 7.127 a Die konstruierten Ausbisslinien sind Raumkurven auf der

Geländeoberfläche. (Modell und Bild: S. Strube, erstellt mit MOVE® Midland

Valley), b Der Vergleich der kartierten Grenzen (rote Ausbisslinie) und der
durch die erste Modellierung erzeugten Ausbisslinien (gelb) zeigen zunächst
nur teilweise eine Übereinstimmung. Die Anpassung des Modells führt
schließlich zu einer guten Überein stimmung (grüne Ausbisslinie). Lokale

Abweichungen können nun im Gelände gezielt überprüft werden (Modell
und Bild: T. Lorscheid, erstellt mit MOVE® Midland Valley)

366

Kapitel 7 • Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

. Abb. 7.128 Generierter Profilschnitt durch

1
ein fertiges Faltenmodell (Ostelba). Das Modell
zeigt den Faltenbau unterhalb und oberhalb der

2

Geländeoberfläche. Die Schichtflächen werden
durch Verwerfungen (rote Flächen) versetzt. Eine

Faltenachsenebene ist blau dargestellt. (Modell

3
und Bild: J. Schmid-Kieninger, erstellt mit MOVE®

Midland Valley)

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

. Abb. 7.129 Nach der vorläufigen Anpassung des Modells an die kartierte Schichtung stimmen weite Bereiche gut überein, dennoch bleiben Diskrepanzen zu den kartierten Ergebnissen. Hier hilft das Modell, diese Grenzbereiche im Gelände zu überprüfen (Modell und Bild: J. Schmid-Kieninger, erstellt mit MOVE®

15

Midland Valley)

16

17

18

19

. Abb. 7.130 Blick auf ein 3D-Modell mit
farbigen Schichtflächen (braun und violett mit

20

Triangulierung) und grünen Verwerfungsflä-
chen. Deutlich ist der Schnitt dieser Flächen
mit dem Höhenmodell (grau) erkennbar, diese

21

Flächenmodelle ersetzen Schichtlagerungskar-
ten. Durch zusätzliche Informationen können
solche Modelle fortschreitend optimiert werden

22

(Modell und Bild: J. Heinz, erstellt mit MOVE®).

23

367

Serviceteil

Serviceteil

Stratigraphische Handtabelle von Deutschland – 368

Literaturverzeichnis – 369

Stichwortverzeichnis – 371

T. McCann, M. Valdivia Manchego, Geologie im Gelände,

DOI 10.1007/978-3-8274-2383-2, © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

368

Stratigraphische Handtabelle von Deutschland

369

Literaturverzeichnis

Diagenese

Okrusch M, Matthes S (2013) Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mine-

Blatt H, Tracy RJ, Owens BE (2006) Petrology. Igneous, Sedimentary, and Meta-
ralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. Springer Verlag, Berlin (728 S)

morphic. W.H. Freemann and Company, New York (530 p)

Philpotts AR, Ague JJ (2009) Principles of Igneous and Metamorphic Petrology,

Harwood G (1988) Microscopic Techniques II. Principles of Sedimentary Petro-

2. Aufl. Cambridge University Press, Cambridge (667 p)

graphy. In: Tucker M (Hrsg) Techniques in Sedimentology. Wiley-Blackwell,

Schmid R, Fettes D, Harte B, Davis E, Desmons J (2007) Classification and no-

Oxford (408 p)

menclature scheme. In: Fettes D, Desmons J (Hrsg) Metamorphic Rocks. A

Nichols G (2009) Sedimentology and Stratigraphy, 2. Aufl. John Wiley & Sons,

Classification and Glossary of Terms. Recommendations of the Internatio-

Oxford (432 p)

nal Union of Geological Sciences. Cambridge University Press, Cambridge,

Tucker ME (1996) Sedimentary Rocks in the Field, 2. Aufl. John Wiley & Sons,

S 3–15

(288 p.)

Smulikowski W, Desmons J, Fettes D, Harte B, Sassi F, Schmid R (2007) Types,
grade and facies of metamorphism. In: Fettes D, Desmons J (Hrsg) Meta-

Fossilien
morphic Rocks. A Classification and Glossary of Terms. Recommendations

Ager DV (1963) Principles of Paleoecology: An introduction to the study of how
of the International Union of Geological Sciences. Cambridge University
and where animals and plants lived in the past. McGraw-Hill, New York

Press, Cambridge, S 16–23

(371 p)

Minerale

Benton MJ, Harper DAT (2009) Introduction to Paleobiology and the Fossil Re-
cord. Wiley-Blackwell, Oxford (592 p)

Blatt H, Tracy RJ, Owens BE (2006) Petrology. Igneous, Sedimentary and Meta-

Boardman RS, Cheetham AH, Rowell AJ (1987) Fossil Invertebrates. Blackwell
morphic. W.H. Freeman and Company, New York (530 p)

Science, Oxford ((and references therein), 728 p)

Hamilton WR, Woolley AR, Bishop AC (1974) The Hamlyn Guide to Minerals,

Clarkson ENK (1998) Invertebrate Palaeontology and Evolution. Blackwell

Rocks and Fossils. Hamlyn, London (320 p)

Science, Oxford (452 p)

Hochleitner R, Philipsborn H, Weiner KL (1996) Minerale. Bestimmen nach äu-

Goldring R (1999) Field Palaeontology, 2. Aufl. Pearson Education Ltd, London,
ßeren Kennzeichen. 3. Aufl. E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung

S 191

(Nägele u. Obermiller), Stuttgart, S 390

Lehmann U, Hillmer G (2001) Wirbellose Tiere der Vorzeit, 4. Aufl. Enke, Stuttgart

Markl G (2004) Minerale und Gesteine. Eigenschaften – Bildung – Untersu-

(304 p)

chung. Elsevier/Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg (355 p)

Prothero DR (2003) Bringing Fossils to Life: an Introduction to Paleobiology.

Okrusch M, Matthes S (2013) Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mine-

McGraw-Hill, New York (512 p)

ralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. Springer Verlag, Berlin (728 S)

Ziegler, B. 1998, 2004. Einführung in die Paläobiologie – Spezielle Paläontologie,

Ronov AB, Yaroshevsky AA (1969) Chemical composition of the Earth’s crust. In:

Teil 1–3. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, 248 p., 409

Hart PJ (Hrsg) The Earth’s Crust and Upper Mantle. Americal Geophysical
p., 666 p.

Union, Washington D.C., S 37–62

Schumann W (2007) Der große BLV Steine- und Mineralienführer. BLV Buchver-

Magmatische Gesteine
lag, München., (399 p)

Blatt H, Tracy RJ, Owens BE (2006) Petrology. Igneous, Sedimentary and Meta-

Strunz H, Tennyson C (1982) Mineralogische Tabellen. Eine Klassifizierung der
morphic. W.H. Freeman and Company, New York (530 p)

Mineralien auf kristallchemischer Grundlage. Mit einer Einführung in die

Cox KG, Bell JD, Pankhurst RJ (1979) The Interpretation of Igneous Rocks. Allen

Kristallchemie. Akademische Verlagsgesellschaft, Geest & Portig, K.-G.

& Unwin, London (450 p)

Leipzig (621 p)

Francis P, Oppenheimer C (2003) Volcanoes. Oxford University Press, New York

Vinx R (2007) Gesteinsbestimmung im Gelände. Spektrum Akademischer Ver-

(536 p)

lag, Heidelberg (480 p)

Jerram D, Petford N (2011) The Field Description of Igneous Rocks, 2. Aufl. Geo-

Wenk H-R, Bulakh A (2004) Minerals. Their Constitution and Origin. Cambridge
logical Field Guide Series. Wiley-Blackwell, Oxford (238 S)

University Press, Cambridge (646 p)

Okrusch M, Matthes S (2013) Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mine-

Sedimente
ralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. Springer Verlag, Berlin (728 S)

Orton GJ (1996) Volcanic environments. In: Reading HG (Hrsg) Sedimentary

Allen JRL (1968) Current Ripples: Their Relation to Patterns of Water Motion.

Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. Blackwell Science, Ox-

Elsevier Science Publishing, Amsterdam (446 p)

ford, S 485–567

Blatt H, Tracy RJ, Owens BE (2006) Petrology. Igneous, Sedimentary and Meta-

Philpott AR, Ague JJ (2009) Principles of Igneous and Metamorphic Petrology.

morphic. W.H. Freeman and Company, New York (530 p)

Cambridge University Press, Cambridge (684 p)

Boggs S (2009) Petrology of Sedimentary Rocks, 2. Aufl. Cambridge University

Stow DAV (2008) Sedimentgesteine im Gelände. Ein illustrierter Leitfaden. Spek-

Press, Cambridge (600 p)

trum Akademischer Verlag, Heidelberg (325 p)

Bromley RG (1996) Trace Fossils: Biology, Taphonomy and Applications. Chap-

Thorpe R, Brown G (1985) The Field Description of Igneous Rocks Geological
man & Hall, London (385 p)

Society of London Handbook. John Wiley & Sons, Chichester (155 p)

Brown, Jr. L.F. & Fisher, W.L. 1980. Seismic Stratigraphic Interpretation and Pet-

Wilson M (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London (466 p)

roleum Exploration. AAPG Continuing Education Course Note Series #16,

Tulsa 56 p.

Metamorphe Gesteine

Cambell CV (1967) Lamina, laminaset, bed and bedset. Sedimentology 8:7–26

Brodie, K., Fettes, D. & Harte, B. Structural terms including fault rock terms. In:

Collinson J, Mountney N, Thompson D (2006) Sedimentary Structures. Terra

Fettes, D. & Desmons, J. (Eds) Metamorphic Rocks. A Classification and Glos-

Publishing, Harpenden (292 p)

sary of Terms. Recommendations of the International Union of Geological

Dunham RJ (1962) Classification of carbonate rocks according to depositional

Sciences. Cambridge University Press, Cambridge, 24–31.

texture. In: Ham WE (Hrsg) Classification of Carbonate Rocks. Memoir, Bd.

Fettes D, Desmons J (2007) Metamorphic Rocks. A Classification and Glossary of

1. American Association of Petroleum Geologists, Tulsa, S 108–121

Terms. Recommendations of the International Union of Geological Scien-

Einsele G (2000) Sedimentary Basins: Evolution, Facies, and Sediment Budget.

ces. Cambridge University Press, Cambridge (244 p)

Springer Verlag, Berlin (792 p)

Fry N (1984) The Field Description of Metamorphic Rocks Geological Society of

Embry AF, Klovan JE (1971) A late Devonian reef tract on north-eastern Banks

London Handbook. John Wiley & Sons, Chichester (110 p)

Island, Northwest Territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology

19:730–781

370

Literaturverzeichnis

Folk RL (1962) Spectral subdivision of limestone types. In: Ham WE (Hrsg) Clas-
sification of Carbonate Rocks. Memoir, Bd. 1. American Association of Pet-
roleum Geologists, Tulsa, S 62–84

Frey RW, Pemberton SG (1984) Trace Fossil Facies Models. In: Walker RG (Hrsg)

Facies Models. Geoscience Reprint Series, Bd. 1. Geological Society of Ca-
nada, St John's, S 189–207

Harms JC, Southard J, Spearing DR, Walker RG (1975) Depositional Environ-
ments as Interpreted from Primary Sedimentary and Stratification Se-
quences. Short Course Notes #2. Society of Economic Paleontologists and

Mineralogists, Tulsa (161 p)

Jerram DA (2001) Visual comparators for degree of grain-size sorting in two and
three dimensions. Computer Geosciences 27:485–492

Martinsson A (1965) Aspects of a Middle Cambrian thanatotope on Öland. GFF

87:181–230

McBride EF (1963) A classification of common sandstones. Journal of Sedimen-
tary Petrology, Oxford 33:664–669

Nichols G (2009) Sedimentology and Stratigraphy, 2. Aufl. Wiley-Blackwell, Ber-
lin, (419 p)

Reineck H-E, Singh IB (1980) Depositional Sedimentary Environments. Springer,

Berlin (572 p)

Schäfer A (2005) Klastische Sedimente. Fazies und Sequenzstratigraphie. Else-
vier Spektrum, Heidelberg (414 p)

Seilacher A (1964) Sedimentological classification and nomenclature of trace
fossils. Sedimentology 3:253–256

Seilacher A (2007) Trace Fossil Analysis. Springer, Berlin (226 p)

Stow DAV (2006) Sedimentary Rocks in the Field. A Colour Guide. Academic

Press, San Diego (320 p)

Teichmüller M, Teichmüller R (1975) The geological basis of coal formation. In:

Stach E (Hrsg) Stach’s Textbook of Coal Petrology. Schweizerbart Science

Publishers, Stuttgart, S 5–87

Walker RG (1992) Clastic sediments. In: Brown GC, Hawkesworth CJ, Wilson RCL

(Hrsg) Understanding the Earth, A New Synthesis. Cambridge University

Press, Cambridge, S 327–346

Walker RG, James NP (1992) Facies Models: Response to Sea Level Change. Geo-
logical Society of Canada, St John's (454 p)

Verwitterung und Bodenbildung

Allen PA (1997) Earth Surface Processes. Wiley-Blackwell, Oxford (416 p)

Blatt H, Tracy RJ, Owens BE (2006) Petrology. Igneous, Sedimentary, and Meta-
morphic. W.H. Freeman and Company, New York, (530 p)

Nichols G (2009) Sedimentology and Stratigraphy, 2. Aufl. Wiley-Blackwell, Ox-
ford, (419 p)

Retallack GJ (1988) Expected form of Precambrian paleosols by comparison
with extraterrestrial paleosols. In: Schidlowski M, Golubic S, Kimberley MM,

McKirdy DM, Trudinger PA (Hrsg) Early Organic Evolution: Implications for

Mineral and Energy Resources. Springer-Verlag, Berlin, S 16–30

Geologische Karten

Bolton T (2009) Geological Maps: Their Solution and Interpretation. Cambridge

University Press, Cambridge (156 S)

Bennison G, Olver G (2011) An Introduction to Geological Structures and Maps.

Taylor & Francis Ltd, London & New York (168 S)

Meyer W (1997) Geologisches Zeichnen und Konstruieren Clausthaler Tektoni-
sche Hefte. Springer-Verlag, Berlin

Powell D (2008) Interpretation Geologischer Strukturen durch Karten: Eine

Praktische Anleitung mit Aufgaben und Lösungen. Springer-Verlag, Berlin

Quade A (1997) Lagenkugelprojektion in der Tektonik Clausthaler Tektonische

Hefte. Springer-Verlag, Berlin

Vossmerbäumer H (1991) Geologische Karten, 2. Aufl. Schweizerbart’sche, E.,

Stuttgart (244 S)

371

A–E

Stichwortverzeichnis

A

B

D

Aa 67, 68

Baryt 2, 7, 9, 27

Dachziegellagerung 248

Ablagerungsmilieus 121, 141, 143, 145, 147, 150, Basalt 54, 55, 56, 60, 62, 67, 68, 77, 79, 80, 81

Dazit 67, 76, 80, 82

152, 153

Basaltschlot 274

Decke 303

Ablagerungssysteme 141, 143, 144, 145, 146, basische/mafische Gesteine 55

Deflation 263

147, 148, 149, 150, 151, 152, 153, 154

Batholithe 46, 49, 62, 76

Deformationsresistenz 290

Abscherhorizont 301

Belastungsstrukturen 131

Dehnungsbruch 292

– detachment 301

Belemniten 174, 175

Deklination 214, 215

Abschiebung 200, 296, 300, 301, 306

Bergsturz 242, 245
deltaische 145, 146, 147

– normal fault 300

Beulenrippel 123, 125
deltaische Ablagerungssysteme 145

Abtauchen der Faltenachse 313

Biegefestigkeit 291

3D-Modell 360

Adern 47

Biegegleitfalte 316

3D-Modellierung 355

Agglomerat 71, 75, 81
bilanziertes Profil 196

Dendrit 295

Ägirin 13, 15, 33

Bims 67, 72, 73, 80, 81, 82

Depression 313

Akkomodationszone 305

Biostratigraphie 166

Detachment 303
akkretionäre Lapilli 74

Biotit 2, 12, 13, 15, 17, 35

Detailskizze 231

Alkalifeldspäte 38

Biotit-Gneis 284

DHM 360

Alkalisyenit 56, 77

Bioturbation 110, 119, 134, 147, 150

Diagenese 83, 110, 113, 116, 155, 156, 157
allochthon 46

Bittersalz 22
diagenetische Bereiche 155

Alloklasten 71

Blattschnitt 203

Diamant 2, 7, 17, 19

Almandin 7, 13, 16, 29, 282

Blattverschiebung 200, 301

Diatreme 49, 50

Aluminocrete 162

– slip fault 301

Dichte 8, 9, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27,

Ammoniten 174, 175

Blauschiefer-Fazies 280

28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, 38, 39

Amphibolit 86, 87, 88, 102

Bleiglanz 3, 6, 7, 20

Dichtegegensätze 131

Amplitude 308

Blocklaven 68

Digitalisierung 355, 359

Analcim 39

Bodenbildung 118, 145, 160, 162

Diopsid-Hedenbergit 13, 16, 33

Anatexit 102

Bodenfließen 329

Diorit 48, 55, 56, 58, 62, 77, 79, 84, 100

Andalusit 3, 16, 29, 30

Bodenhorizonte 238
dip domain 196

Andesit 56, 58, 60, 67, 68, 77, 79, 80, 81

Bodenprobe 238

Diskordanz 347

Andradit 29

Bodenprofil 240

Dolerit 80

Anhydrit 7, 20, 22, 27, 28, 329

Bombe 272, 275

Doline 261

Anorthosit 55, 77, 78, 83

– basaltisch 275

Dolomit 2, 3, 7, 9, 17, 26, 34

Anthrazit 116, 118, 140

Böschung 204

Dolomitisierung 113, 158, 159

Antiform 310

Böschungssignaturen 229

Dolostein 139

Antiklinale 200, 309, 310

Boudin 94, 325, 326

Dominoverwerfung 305
antithetisch 301

Bowen-Reaktionsreihe 43, 45

Doppelkettensilikate 32

Apatit 2, 3, 7, 8, 17, 28

Brachiopoden 176, 177

DTM 360
aphanitisch 53, 54, 56

– Articulata, Inarticulata 176, 177
duktil 290

Aplit 47, 60, 74, 76, 270

Brekzie 62, 67, 71, 74, 75, 107, 137, 244

Duktilität 292

Aquifer 237

Bruch 8, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28,

Dünen 72, 119, 120, 121, 123, 126, 143, 153, 252

Äquipotenzialfläche 209

29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, 38, 39, 290

– äolisch 252

Aragonit 3, 26

Bruchpunkt 292

Dünenkörper 250

Archäocyathiden 169

Brunton 334

Dunham-Klassifizierung 114

Arkose 111, 138, 268

Buchrückenverwerfung 305

Dunit 82, 94

Arthropoda 178

Durchsichtigkeit 6, 38

Asche 50, 62, 69, 74, 75, 81, 82, 103, 116, 145,

153, 272

C

A-Typ-Granite 62

E

Aufschiebung 200, 300

Calcit 2, 3, 5, 6, 7, 8, 9, 13, 17, 20, 25, 26

– inverse fault 300

Calcit-Kompensationstiefe (CCD) 256

Echinodermen 177, 178

Aufschluss 184

Calcrete 162

– Seeigel, Seelilien, Blastoiden, Cystoiden 177,

Aufschlusskarte 184, 360

Caliche 264

178

Aufschlusssituation 226, 229

Cephalopoden 174, 175

Edukt 279

Augen 94, 96, 102

Chalkopyrit 3, 6, 7, 13, 17, 18, 20, 21, 27

Einfallen 330

Augengneis 102

Chalzedon 7, 36, 37

Einfallsrichtung 330

Augit 3, 13, 15, 16, 33

Chert 116, 139, 140, 162

– Azimut 330

Ausbisslinie 191, 233, 365

Chevron-Falte 317

Einfallswinkel 330

Ausdehnungsfalte 327

Chlorit 2, 3, 5, 6, 7, 8, 17

Einschlüsse 50, 94, 95

Aussichtspunkte 202

Chloritgruppe 35

Einsprengling 2, 275

Ausspülungsmarken 129

Chromit 13, 17, 23

Eisen 9, 14, 19, 23, 27

Autobrekzierung 69, 75

Crinoidenstielglieder 258

Eisenstein 139
autochthon 46

Eklogit 86, 88, 101

372

Stichwortverzeichnis

Eklogit-Fazies 280

Foide 39

Glimmergruppe 34, 36

Elastizität 290

Foliation 48, 49, 53, 74, 77, 91, 92, 95, 96, 102,

Glimmerschiefer 95, 100, 101, 113, 280

Ellipsoid 209

280, 290, 321, 324, 329

Glomeroporphyrische Struktur 54

Enstatit 15, 16, 32, 33

Folk-Klassifizierung 114

Glutwolke 272
entablatures 69

Foraminifera 180, 181

Gneis 44, 102

Entmischungsgefüge 55

Fossilien 163, 164, 166, 173

Gneisstrukturen 92

Entwässerungsstrukturen 131, 132

Fossilisation 164, 166

Goethit 2, 6, 7, 25

Epidot 2, 7, 13, 16, 31, 32
fracturing 291

Gold 2, 6, 7, 8, 9, 18, 21

Epidotgruppe 16, 31

Freiberger Gefügekompass 333

GPS 202

Erg 264

Fremdkristallen 51

GPS-Gerät 225

Erosionsfurchen 260

Frontallinie 301

Graben 301

ESPG-Code 214

Grabenschulter 301

Essexit 78

Gradierung 72, 73, 74, 81, 104, 105, 106, 119, Evaporit 22, 43, 44, 103, 115, 143, 145, 147, 150, G

127, 129

262, 329

Granat 3, 16, 29, 282

Exfoliation 266

Gabbro 49, 55, 56, 58, 60, 77, 78, 83, 84

– Granate 3, 16, 29

Extension 297

Galenit 2, 9, 20, 21, 26, 27

Granit 55, 56, 62, 74, 76, 77, 79, 86, 100, 110

Gangbrekzien 270

Granitporphyr 78

F

Gänge 46, 47, 60, 74, 76, 85, 131

Granoblastisch 94

Gastropoden 174, 175

Granodiorit 55, 56, 62, 76, 77

– Schnecken 174, 175

Granofels Strukturen 92
false northing 211

Gauß-Krüger-Streifen 207

Granulation 96

Falte 290, 312, 313, 314

Gauß-Krüger-System 211

Granulit 86, 88, 101

– abtauchend 314

Gefüge 45, 52, 53, 54, 55, 60, 74, 76, 77, 78, 79,

Grapestone 115

– isoklinal 313

80, 81, 82, 83, 86, 90, 91, 92, 93, 94, 97, 100, 102, Graphisches 55

– nichtzylindrisch 313

245, 248

Graphit 2, 6, 7, 9, 17, 19

– offen 312

– komponentengestützt 245, 248

Graptolithen 178, 179

– stumpfwinklig 312

– matrixgestützt 245, 248

Grauwacke 138

– zylindrisch 313

Gefügekompass 225, 330

Grobsandstein 249

Faltenachse 198, 199, 309, 314, 336

Gefühl 8, 34, 39

Grossular 13, 16, 29

– abtauchend 314

Gekrösegips 329

Grünschiefer 86, 87, 88, 101, 285

– Orientierung 336

Geländeausrüstung 223

Gruppensilikate 31

Faltenachsendepressionen 314

Geländebegehung 226

Grus 268

Faltenachsenebene 321

Geländebeobachtung 220

Faltenachsenfläche 309

Geoid 209

Faltenachsenkulmination 314

Geologenkompass 225, 330

H

Faltenbau 308, 321
geologische Karte 184, 360

Faltenscharnier 309
geologische Kartenerläuterung 220

Hakenschlagen 327, 329

Faltenschenkel 309
geologische Kartierung 220

Halit 2, 3, 7, 8, 9, 22, 28

Faltenspiegel 309, 318, 319
geologische Raumstrukturen 290

Halogenide 2, 22

Faltenumbiegung 309, 316
geologische Skizze 229

Hämatit 2, 3, 5, 6, 7, 9, 13, 17, 23, 24, 295

Farbe 5, 6, 7, 9, 10, 11, 15, 18, 19, 20, 21, 22, 23, geologisches Modell 220

Hammer 223

24, 25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36,
geologisches Raumgefüge 187

Handstück 226

37, 38, 39

Geologische Standardausrüstung 223

Hangendscholle 297

Feinsandsteine 249

Georeferenzierung 359

Hangrutschung 244

Feldbuch 225
geothermische Gradient 83

Hangschuttfächer 244

Feldspat 2, 7, 9, 13, 14, 16

Geröll 245

Harnische 297

Feldspatgruppe 37

Geröllspektrum 245

Harnischstriemung 296

Feldspatoid 39

Geruch 8

Härte 6, 7, 8, 9, 10, 11, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24,

Ferricrete 162

Gerüstsilikate 36

25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, Fiamme 72, 73, 82, 153
geschichtete Intrusionen 48

38, 39

Fiederspalte 308
geschlossener Polygonzug 358

Hauptgemengteile 2, 12

Firstlinie 310

Geschmack 8, 22

Hauptminerale 2, 9, 12, 13

Firstrillenkarre 260

Gesteinsansprache 226

Hauptspannungsrichtungen 292

Fischgräten-Schrägschichtung 126

Gewässer 204

Hexagonales System 3

Flächenobjekte 358, 359

Gips 2, 3, 5, 7, 8, 9, 20, 26, 27, 28, 313, 329

Hochscholle 296

Flächenorientierung 329

GIS 357

Hochwert 211

– messen 329

Gitternetz 203

Höhenlinie 204
flachmarine Ablagerungssysteme 147, 150, 151

Glanz 5, 6, 7, 9, 10, 11, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24,

Höhenmodell 360

Flammenstrukturen 131

25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, holokristallin 53

Flaserlamination 126

38, 39

Horizontalversatz 297

Flexur 301, 312

Glattschieferung 91, 97, 99, 100

Hornblende 2, 12, 13, 15, 16, 17, 33

Fließgefüge 338

Glaukonit 36

Hornfels 99

Flintknollen 159

Glaukophan 280

Horst 301

Fluoreszenz 9, 22

Glaukophan-Riebeckit 34

Huckepack-Struktur 301

Fluorit 2, 5, 7, 8, 9, 22, 27

Glaziale 110, 153
hyalin 53, 54
fluviale Ablagerungssysteme 143

Gleithang 252

Hyaloklastite 74, 278
fluviale Rinne 347

Glimmer 2, 3, 5, 6, 8, 9, 12, 15, 16, 30, 31, 34, 35

Hydroklasten 71

373

E–M

Stichwortverzeichnis

Hydroxide 2, 23

Kluftweite 294

Leukosom 324

Hypabyssische 47

Knickband 92, 322

Liegendscholle 297

Hypersthen 16, 32, 33

Knickfalte 318

Limonit 2, 7, 21, 22
hypidioblastisch 93, 94

Knotenschiefer 99

Linear 297

Hypidiomorph 3, 53

Kohle 43, 83, 103, 111, 116, 118

Lineare 329, 336
hypokristallin 53

Kompaktion 54, 73, 84, 116, 155, 156, 157, 158

– einmessen 336

Kompass 328, 330

Lineationen 53

I

Kompassmessung 329

Linienobjekte 358, 359

Konglomerat 44, 104, 107, 114, 137, 245

Linsenförmige Lamination 126, 127

– monomikt 245
listrisch 301

Ichnofossilien 134, 136, 152

– polymikt 245
lobat 310, 325
idioblastisch 93, 94

Konkretion 159, 348

Lobat 321
idiomorph 2, 3, 53

Kontinentalhang 152

Lokalmetamorphose 83

Ignimbrit 73, 74, 75, 82, 272

Konus-in-Konus-Struktur 159
loose line 196

Ilmenit 7, 13, 17, 24

Konvergenz 215

Lopolithe 46, 49, 77

Impaktstrukturen 72, 74

Konvolut Schichtung/-lamination 131

Luftaufnahmen 235

Inselsilikate 29

Koordinatenbezugssystem 209

Lupe 223

Insolation 266

Korallen 169, 171, 172, 173

Intermediäre Gesteine 56

Körnerströme 129

Intraklasten 115, 139

Kornform 53, 105

M

Intrusivkörpern 46, 78, 79

Korngröße 46, 52, 53, 54, 56, 57, 67, 69, 71, 72, IUGS-Klassifikationssystem 56

74, 76, 77, 78, 79, 80, 81, 82, 83, 92, 93, 95, 97, Mächtigkeit 345

99, 100, 104, 105, 111, 112, 113, 114, 116, 118,

– scheinbar 345

K

119, 142

– wahr 345

Korngrößenklassifikation 347

Magmatische Gesteine 43, 45, 54, 55, 74

– DIN 4022 347

Magmatit 12, 16, 21, 22, 24, 25, 31, 32, 33, 34, 35, Kalk 307

– Wentworth 347

36, 39

Kalk-Mergel 320

Kornsortierung 105

– Magmatiten 12, 16, 21, 22, 24, 25, 31, 32, 33,

Kalksilikatfels 280

Korona 55

34, 35, 36, 39

Kalkstein 44, 99, 100, 111, 113, 139, 140, 145,

Korrasion 267

Magnetische Eigenschaften 8

255, 318

Korund 2, 3, 6, 7, 9, 24, 30

Magnetit 2, 3, 6, 7, 8, 9, 13, 17, 23, 25

– mikritisch 255

Kristallform 2, 3, 9, 36, 37

Malachit 7, 21, 27

Kammlinie 310

Kristallisationsgrad 53, 69

Mangerit 77

Karbonate 2, 8, 17, 25, 169

Kristalloblastese 280

Markasit 3, 7, 21

– Karbonaten 169

Kristallsymmetrie 3

Marmor 44, 82, 94, 99, 102, 279, 313, 324

Karbonatit 82

Kristallsysteme 3, 4

Marschkompass 225, 331

Karstschlotte 261

Krustenkalke 162

Massenströme 72, 108, 127, 143, 145, 152

Kartenausschnitt 203

Krustenprozess 290

Massentransport 242

Kartenbezugssystem (KBS) 210

Kryoturbation 327

– gravitativ 242

Kartenmaßstab 216

Kubisches System 3

Maßstab 197, 204, 225, 345

Kartenrahmen 203

Kulmination 313

Maßstabsbalken 203

Kartensignaturen 184

Kupfer 2, 5, 6, 7, 8, 9, 18, 27

Matrix 245
kartesische Koordinatensysteme 214
kuspat 310, 318, 319, 325
matrixgestützte 107, 137

Kartierablauf 220

Küsten 117, 147, 148, 149

Melanosom 324

Kartierbericht 220

Kyanit 2, 3, 7, 16, 29, 30, 31

Mercatorprojektion 211

Kartiereinheit 184, 220, 226, 231, 232

Meridiankonvergenz 214

Kataklase 96

Metabasit 280

Kimberlit 78

L

Metagabbro 286

Kissenbasalte 68, 69

Metal 2, 8, 9, 18, 19

Klast 245

Lagergang 48

– Metalle 2, 8, 9, 18, 19
klastengestützte 108

Lagerungsgefüge 53
metaluminöse 62
klastisch 97, 103, 113, 145, 147, 148, 149, 150, Lakkolithe 46, 48

Metamorphe Fazies 85

152

Lakustrine 145, 146

Metamorphit 15, 16, 23, 25, 30, 32, 33, 34, 35

– klastische 97, 103, 113, 145, 147, 148, 149, Lamprophyr 79

– Metamorphiten 15, 16, 23, 25, 30, 32, 33, 34,

150, 152

Lapilli 272

35

Klinopyroxene 2, 33

Latit 81

Metamorphosealter 279

– Klinopyroxenen 2

Lavaspiegel 276

Metamorphosefazies 279

Klinozoisit 31

Lavaströme 66, 67, 69, 78, 79, 81

Metamorphosegrad 85, 101, 113

Kluft 290

Laven 50, 62, 64, 66, 67, 68, 69, 71, 75, 80

Metapelit 280

Kluftbildung 292

Layer 360

Metapsammit 280

Kluftfläche 198

Legende 187, 203

Metavulkanit 283

Kluftfüllung 296

Leitfossil 166, 180

M-Falte 324, 325

Kluftmuster 243, 329

– Leitfossilien 166, 180

M-Falten 325

Kluftnetz 242

Lesestein 235

Miarolithisches 55

Kluftparameter 338

Lesesteinbestreuung 235

Migmatisierung 284

Kluftrichtungsanalyse 329

Lesesteinkartierung 235

Migmatit 102, 291, 306

Klüftung 329

Lesesteinspektrum 236

Mikrodiorit 79

Kluftwasserleiter 292

Leucit 13, 39

Mikroklin 3, 13, 14, 15, 38

374

Stichwortverzeichnis

Mikrosyenit 78

P

Pyroxengruppe 32

Milchquarz 248

Pyroxenit 59, 77, 78, 83

Mineralassoziationen 43, 55, 85

Pahoehoe 68

Mineralische Bodenhorizonte 240

Paläoökologie 164

Missweisung 216

Q

Paläosol 160

Mittelsandstein 249

Paläoströmungsrichtung 337

Modellvalidierung 364

Quarz 2, 3, 5, 7, 8, 9, 13, 16, 18, 28, 30, 36, 37, 39

Parallelprojektion 210

Mohs Skala 7

Quarzit 44, 52, 94, 101, 279, 283, 303

Parasitärfalte 325

Mollusken 173, 174, 175

Quarzkristall 295

Pechstein 60, 80

Monazit 17, 28

Quarzporphyr 78

Pegmatit 60, 74, 76, 270

Monoklines System 3

Quellaustritt 237, 239

Peilung 216

Monometamorphose 83

Quelle 204, 239

Pelecypoden 174, 175
monomiktisch 108, 137

– Muscheln 174, 175

Monzonit 77

Peloide 115

Mulde 310

R

Peperite 67

Muldenachse 313
peraluminöse 62

Mullion 325, 326

Radiolarit 248, 303, 330

Peridotit 56, 59, 78, 83, 103

Mure 242

Rapakivi 76
phaneritisch 53, 54, 56, 59

Muskovit 2, 5, 9, 13, 15, 17, 34, 35

Rasterdatei 360

Phlogopit 35

Mylonite 96, 97

Raumkoordinaten 358

Phonolith 81

Mymerkitisches 55

Raumorientierung 197

Phosphat 116, 140

Rauschieferung 92, 97, 102

Phosphate 2, 28, 103, 115, 140, 155

Rechtswert 213

N

Phyllit 100, 102, 113, 280

Referenzellipsoid 209

Pillow-Basalte 272

Referenzierung 359
pin line 196

Nautiloiden 174

Refraktion 92

Plagioklas 3, 5, 13, 14, 15, 16, 38

Nebengemengteile 2, 12

Regionalmetamorphose 83, 87

Plagioklasreihe 38

Nebenminerale 2, 12, 15

Retrograde (retrogressive) Metamorphose 85
planare Lamination 74, 119

Neigung der Verschiebung 297

Rheologie 290
planktisch 167
nektisch 167

Rhyolith 67, 76, 78, 80, 82

– planktonisch 167

– nektonisch 167

Rille 300, 307

Plastizität 290

Nephelin 7, 13, 39

Rillenkarre 260

Plausibilitätsprüfung 364

Nesseltiere 171

Ringgänge 47

Playasedimente 241
nichtklastisch 103

Ringsilikate 32

Plutone 47, 49, 84

– nichtklastische 103

Rinnenfüllung 252

Plutonische Gesteine 44, 56

Nichtmetal 19

Rippel 119, 120, 121, 123, 124, 125, 126, 147

Plutonit 266

– Nichtmetal 19

Ritztest 223

Poikillitisches 55

Nordrichtung 216

Rollkornrippeln 121

Poikiloblastisch 94

Norit 58, 59, 78

Rosendiagramm 338

Polymetamorphose 83

Rugose 173
polymiktisch 108

O

Rutil 3, 5, 6, 7, 25

Porphyr 54, 60

Rutschung 327

Porphyrisches 54

Rutschungskörper 329

Obsidian 43, 53, 60, 80

Porphyroblast 2, 31, 282

Octocorallia 173

– Porphyroblasten 2, 31
offene Polygonzüge 358

Porphyroblastisch 94

S

Ökologie 166

Positionsbestimmung 202, 216, 229

Olivin 2, 3, 7, 9, 12, 13, 16, 29, 34, 36

Probe 290
saiger 193

Ölschiefer 116

Probennahme 352

Salz 329

Omphacit 280

Profilaufnahme 229, 342, 343

Salzkruste 262

Ooide 115, 116, 139

Profilaufnahmeformblatt 344

Salzsäure 225

Opal 7, 8, 37

Profilschnitt 184, 366

Salztektonik 327

Ophicalcit 286

Profilschnittserie 197

Sandstein 44, 75, 93, 104, 111, 138, 143, 145,

Ophiolith 279

Profilverlauf 184

147, 152

Ophitisches 54

Prograde (progressive) Metamorphose 85

Sandsteingänge 131

Optimierungsvorgang 220

Projektion 213

Sanidin 13, 15, 16, 38

Orbiculares 55

Projektionskategorie 217

Sattel 310

Orientierte Gesteinsprobe 353

Protolith 279

Säulenprofil 346

Orientierung 202

Pseudomorphe 94

Säulenstrukturen 69, 131, 132

Orthoklas 3, 5, 9, 13, 14, 15, 16, 37, 38, 39

Pseudotachylit 96

Saure/felsische Gesteine 55

Orthopyroxene 13, 15, 16, 17, 32

Punktobjekt 358

Sauropodenfährte 337

Orthorhombisches System 3

Punktobjekte 359

Scanline 342

Oszillationsrippel 251, 337

Pyrit 3, 5, 6, 7, 9, 13, 17, 18, 20, 21, 22, 25, 27, 295

Scannen 358

Oxide 2, 6, 8, 13, 17, 23

Pyroklasten 71, 72

Scanwindow 342

Pyroklastika 272

Scheitel 309

Pyroklastische Ablagerungen 69

Schenkel 310

Pyroklastische Fallablagerungen 71

Scherbruch 291

Pyroklastische Surge-Ablagerungen 74

Scherfalte 316

Pyrop 13, 16, 29

Scherung 291

375

M–X

Stichwortverzeichnis

Scherzonen 83, 91, 92, 93

Spur der Faltenachsenebene 200

Troktolith 78

Schichtfläche 191

Spurenfossilien 337, 344, 348

Trondhjemit 76

– geneigt 191

Staffelbruch 301, 305

Tuff 62, 74, 75, 81, 103, 139, 272

– horizontal 191

Staurolith 3, 5, 16, 30, 31, 282

Turbidit 327, 330

– vertikal 191
stereografische Projektion 213

Turbiditische Ströme 128

Schichtflut 245

Stöcke 46, 49, 77, 78, 82, 83

Schichtlagerungskarte 366
strain 291

Schichtsilikate 2, 9, 13, 15, 17, 34

Stratigraphie 166, 180

U

Schichtung 329

Streichen 330

Schieferfläche 321

Streichrichtung 297, 330, 333
überkippt 322

Schiefergriffel 323

Streichrichtung Faltenbau 313

Überkippte Schrägschichtung 131

Schieferung 280, 321, 329
stress 291

Überlaufquelle 237

Schieferungstyp 97

Strichfarbe 5, 6, 7, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, Überschiebung 200, 301

Schlacke 64, 67, 272

27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 39

– thrust fault 301

Schlammstrom 248

Stromatolithen 135, 137
umlaufendes Streichen 313

Schleppfalte 327, 329

Stromatoporen 169, 170

UTM-System 211

Schlieren 48, 51

Strömungsrippel 120, 121, 123, 124

UTM-Zone 213

Schlote 49, 50, 64, 78, 117
strukturgeologische Analyse 290

Uwarowit 29

Schlotte 260

Strukturkarte 360

Schmidtsche Netz 314, 338

Stylolith 256

Schollentreppe 301

Sulfate 2, 8, 27

V

Schrägschichtung 344

Sulfide 2, 6, 8, 13, 17, 20

Schrägschichtungsset 251

Sulfosalze 20

Vegetation 204

Schrägschichtungsstrukturen 249

S- und I-Typ-Granitoide 62

Vektorobjekt 360

Schratten 260

Suspensionsfracht 253

Verflüssigte Ströme 129

Schuttfächer 143, 145

Syenit 55, 56, 76, 77, 78, 79, 81, 82, 100

Vergenz 309, 311, 314

Schuttkegel 242

Sylvin 8, 9, 22

Vergesellschaftung 166

Schuttströme 75, 110, 127

Synform 220, 310

Verkehrsweg 204

Schwämme 169, 170, 171

Synklinale 200, 309, 310

Versatz 200, 296

– Schwam 169, 170, 171
synthetisch 301

Verwerfung 200, 290, 329

Schwefel 2, 7, 20

Verwerfungsfläche 296

Scoria 67, 80

Verwitterung 76, 103, 108, 110, 156, 158, 159, sedimentäre Abfolge 241

T

160

Sedimentreife 107, 110

Verwitterungsform 260

Septarienknollen 159

Tabulate 173

Vesikel 54, 78

Serpentingruppe 35

Tachylit 60, 68
viskos 290

Serpentinit 86, 102, 248, 286

Tafelberg 273

Viskosität 290

S-Falte 324, 325

Tafoni 266

Volumenmodell 364

Siderit 26

Talk 7, 8, 9, 34

Vortexrippeln 121

Signatur 347

Taphonomie 165, 166

Vulkanische Eruptionstypen 65

– lithologisch 347

Tauchen 297

Vulkanische Gesteine 44, 59

Silber 2, 6, 7, 18, 27

Tempestiten 125

Vulkanoklastische 74, 103, 108, 153, 154

Silcrete 116, 162

Tenazität 8, 19

Vulkanoklastische Sedimente 74

Silikate 2, 8, 9, 15, 28, 29, 32

Tephra 66, 69, 71, 72, 75, 82

Silikatverwitterung 284

Tetragonales System 3

W

Sill 48, 49

Tholeiit 60, 62, 80

Sillimanit 3, 16, 29

Thrombolite 135

Wabenverwitterung 260

Siltstein 100, 113, 138, 143, 145, 147, 152, 248

Tiefmarine 152

Wärmeleitfähigkeit 9

Sinterkalk 255

Tiefscholle 296

Wasserprobenentnahme 354

SiO -reiche Konkretionen 256

Tonalit 56, 62, 76, 77

2

Wegpunkt 229

Skarn 97, 100

Tonklast 254

Wellenlänge 308

Skizze 224, 229

Tonmineralen 2, 37

Wellenrippel 120, 121, 123, 145

Skleraktinische 173

Tonschiefer 99, 100, 110, 113, 321, 323

Wellige Lamination 126
sliding 329

Tonstein 75, 100, 101, 113, 138, 139, 143, 145, Wendepunkt 310
slumping 327, 329

147, 152, 249, 252, 253, 322

Werkzeugmarken 129
söhlig 191

Topas 5, 7, 13, 16, 30, 31

Windkanter 262

Sohlspuren 129, 152
topographische 203

Wollsackverwitterung 267

Sondierstange nach Pürckhauer 238

Torf 116, 118, 140

Wüsten 145

Sondierung 238

Trachyt 54, 78, 81

Wüstenablagerungssysteme 143, 145

Spaltbarkeit 7, 8, 9, 15, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, Trachytisches 54

25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37,

Transversale Zylinderprojektion 212

38, 39

Trigonales System 3

X

Spalte 292

Triklines System 3

Spessartin 7, 13, 16, 29

Trilobiten 178, 180
xenoblastisch 94

Sphalerit 2, 5, 7, 8, 20, 21, 26

Trockenriss 131, 133, 161, 253

Xenokrysten 45, 51

Spinell 7, 13, 17, 23

Trockenrisspolyeder 254

Xenolithe 45, 49, 51, 52, 53, 62, 74, 77, 79, 83, 87,
spröd 290

Trog 309

101, 272

Sprunghöhe 297

Troglinie 310

Xenomorph 2, 3, 53

376

Stichwortverzeichnis

Z

Zähigkeit 8

Zellenkalk 260

Zementation 84, 155, 157, 158, 159

Zentralmeridian 207, 211

Zeolithgruppe 39

Zerrüttung 307

Z-Falten 325

Zickzack-Falte 317

Zinkblende 20

Zoisit 31

Zonarbau 2

Zugbruch 291

Zugfestigkeit 291

Zwilling 5

– Zwillinge, Zwillingsformen 5

Zylinderprojektion 211, 213

– transversal 213

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Geologie im Gelände: Das Outdoor-Handbuch
Vorwort
Danksagung
Inhaltsverzeichnis

1 Minerale

- 1.1 Kristalle

- 1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

- 1.1.2 Kristallform

- 1.2 Farbe, Strichfarbe und Glanz

- 1.2.1 Durchsichtigkeit
- 1.2.2 Farbe
- 1.2.3 Strichfarbe
- 1.2.4 Glanz

- 1.3 Physikalische Eigenschaften

- 1.3.1 Härte
- 1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch
- 1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)
- 1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

- 1.4 Andere Eigenschaften

- 1.4.1 Erkennung von Mineralen

- 1.5 Mineralassoziationen
- 1.6 Minerale in Magmatiten
- 1.7 Minerale in Metamorphiten

- 1.8 Ausgewählte Minerale

- 1.8.1 Metalle
- 1.8.2 Nichtmetalle
- 1.8.3 Sulfide und Sulfosalze
- 1.8.4 Halogenide und Evaporite
- 1.8.5 Oxide und Hydroxide
- 1.8.6 Karbonate
- 1.8.7 Sulfate
- 1.8.8 Phosphate
- 1.8.9 Silikate

2 Gesteine und Prozesse

- 2.1 Die drei Hauptgesteinsarten

- 2.2 Magmatische Gesteine

- 2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

- 2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern

- 2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur)

- 2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
- 2.2.5 Vulkanische Gesteine
- 2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation
- 2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide
- 2.2.8 Vulkane
- 2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
- 2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen
- 2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite
- 2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
- 2.2.13 Pyroklastische Gesteine
- 2.2.14 Ultramafische Gesteine

- 2.3 Metamorphe Gesteine

- 2.3.1 Temperatur, Druck und Metamorphosegrad

- 2.3.2 Metamorphe Fazies

- 2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine

- 2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

- 2.3.5 Identifikation von metamorphen Gesteinen

- 2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

- 2.4 Sedimentgesteine

- 2.4.1 Unterscheidung von Sedimentfaziestypen

- 2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

- 2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung)

- 2.4.4 Massenströme
- 2.4.5 Erosionsstrukturen
- 2.4.6 Postablagerungsstrukturen
- 2.4.7 Biogene Strukturen
- 2.4.8 Sedimentgesteine

- 2.5 Ablagerungssysteme

- 2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

- 2.5.2 Ablagerungsmilieus

- 2.6 Diagenese

- 2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
- 2.6.2 Klastische Diagenese
- 2.6.3 Karbonatdiagenese
- 2.6.4 Konkretionen

- 2.7 Verwitterung

3 Fossilien

- 3.1 Fossilien und Paläoökologie

- 3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien

- 3.1.2 Biostratigraphie

- 3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung

- 3.2 Fossilgruppen

4 Die geologische Karte – ein 3D-Modell

- 4.1 Inhalt und Aufbau geologischer Karten

- 4.2 Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien

- 4.3 Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht auf geologische Strukturen

- 4.4 Signaturen

5 Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

- 5.1 Die topographische Kartengrundlage

- 5.2 Der Blattschnitt topographischer Karten

- 5.3 Topographische Informationen – geologisch interpretiert

- 5.4 Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

- 5.5 Geographische und magnetische Pole

- 5.6 Positionsbestimmung mithilfe der topographischen Karte

- 5.7 Standortbestimmung mit GPS

6 Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

- 6.1 Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

- 6.2 Gesteinsansprache und Aufschlusssituation

- 6.3 Auf der Suche nach geologischen Grenzen

- 6.4 Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

- 6.5 Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

- 6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

- 6.5.2 Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche

- 6.5.3 Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche

7 Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

- 7.1 Tektonische Prozesse deformieren die Erdkruste

- 7.2 Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

- 7.2.1 Klüfte im Gelände

- 7.2.2 Verwerfungen

- 7.3 Faltenstrukturen

- 7.3.1 Falten im Gelände erkennen und beschreiben

- 7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

- 7.4 Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

- 7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.5 Profilaufnahme und Probennahme

- 7.5.1 Die Profilaufnahme
- 7.5.2 Probennahme
- 7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie

- 7.6 GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

Serviceteil

- Stratigraphische Handtabelle von Deutschland

- Literaturverzeichnis

- Stichwortverzeichnis

Table of Contents

Geologie im Gelände: Das Outdoor-Handbuch
Vorwort
Danksagung
Inhaltsverzeichnis

1 Minerale

- 1.1 Kristalle

- 1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

- 1.1.2 Kristallform

- 1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

- 1.1.2 Kristallform

- 1.2 Farbe, Strichfarbe und Glanz

- 1.2.1 Durchsichtigkeit
- 1.2.2 Farbe
- 1.2.3 Strichfarbe
- 1.2.4 Glanz

- 1.2.1 Durchsichtigkeit
- 1.2.2 Farbe
- 1.2.3 Strichfarbe
- 1.2.4 Glanz

- 1.3 Physikalische Eigenschaften

- 1.3.1 Härte
- 1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch
- 1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)
- 1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

- 1.3.1 Härte
- 1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch
- 1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)
- 1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

- 1.4 Andere Eigenschaften

- 1.4.1 Erkennung von Mineralen

- 1.4.1 Erkennung von Mineralen
- 1.5 Mineralassoziationen
- 1.6 Minerale in Magmatiten
- 1.7 Minerale in Metamorphiten

- 1.8 Ausgewählte Minerale

- 1.8.1 Metalle
- 1.8.2 Nichtmetalle
- 1.8.3 Sulfide und Sulfosalze
- 1.8.4 Halogenide und Evaporite
- 1.8.5 Oxide und Hydroxide
- 1.8.6 Karbonate
- 1.8.7 Sulfate
- 1.8.8 Phosphate
- 1.8.9 Silikate

- 1.8.1 Metalle
- 1.8.2 Nichtmetalle
- 1.8.3 Sulfide und Sulfosalze
- 1.8.4 Halogenide und Evaporite
- 1.8.5 Oxide und Hydroxide
- 1.8.6 Karbonate
- 1.8.7 Sulfate
- 1.8.8 Phosphate
- 1.8.9 Silikate

1.1 Kristalle

- 1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

- 1.1.2 Kristallform

1.1.1 Kristallsymmetrie und Kristallsysteme

1.1.2 Kristallform

1.2 Farbe, Strichfarbe und Glanz

- 1.2.1 Durchsichtigkeit
- 1.2.2 Farbe
- 1.2.3 Strichfarbe
- 1.2.4 Glanz

1.2.1 Durchsichtigkeit
1.2.2 Farbe
1.2.3 Strichfarbe
1.2.4 Glanz

1.3 Physikalische Eigenschaften

- 1.3.1 Härte
- 1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch
- 1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)
- 1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

1.3.1 Härte
1.3.2 Spaltbarkeit und Bruch
1.3.3 Tenazität (Zähigkeit)
1.3.4 Dichte (spezifisches Gewicht)

1.4 Andere Eigenschaften

- 1.4.1 Erkennung von Mineralen

1.4.1 Erkennung von Mineralen
1.5 Mineralassoziationen
1.6 Minerale in Magmatiten
1.7 Minerale in Metamorphiten

1.8 Ausgewählte Minerale

- 1.8.1 Metalle
- 1.8.2 Nichtmetalle
- 1.8.3 Sulfide und Sulfosalze
- 1.8.4 Halogenide und Evaporite
- 1.8.5 Oxide und Hydroxide
- 1.8.6 Karbonate
- 1.8.7 Sulfate
- 1.8.8 Phosphate
- 1.8.9 Silikate

1.8.1 Metalle
1.8.2 Nichtmetalle
1.8.3 Sulfide und Sulfosalze
1.8.4 Halogenide und Evaporite
1.8.5 Oxide und Hydroxide
1.8.6 Karbonate
1.8.7 Sulfate
1.8.8 Phosphate
1.8.9 Silikate

2 Gesteine und Prozesse

2.1 Die drei Hauptgesteinsarten

2.2 Magmatische Gesteine

- 2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

- 2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern

- 2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur)

- 2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
- 2.2.5 Vulkanische Gesteine
- 2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation
- 2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide
- 2.2.8 Vulkane
- 2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
- 2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen
- 2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite
- 2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
- 2.2.13 Pyroklastische Gesteine
- 2.2.14 Ultramafische Gesteine

2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern

2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur)

2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
2.2.5 Vulkanische Gesteine
2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation
2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide
2.2.8 Vulkane
2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen
2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite
2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
2.2.13 Pyroklastische Gesteine
2.2.14 Ultramafische Gesteine

2.3 Metamorphe Gesteine

- 2.3.1 Temperatur, Druck und Metamorphosegrad

- 2.3.2 Metamorphe Fazies

- 2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine

- 2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

- 2.3.5 Identifikation von metamorphen Gesteinen

- 2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

2.3.1 Temperatur, Druck und Metamorphosegrad

2.3.2 Metamorphe Fazies

2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine

2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

2.3.5 Identifikation von metamorphen Gesteinen

2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

2.4 Sedimentgesteine

- 2.4.1 Unterscheidung von Sedimentfaziestypen

- 2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

- 2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung)

- 2.4.4 Massenströme
- 2.4.5 Erosionsstrukturen
- 2.4.6 Postablagerungsstrukturen
- 2.4.7 Biogene Strukturen
- 2.4.8 Sedimentgesteine

2.4.1 Unterscheidung von Sedimentfaziestypen

2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung)

2.4.4 Massenströme
2.4.5 Erosionsstrukturen
2.4.6 Postablagerungsstrukturen
2.4.7 Biogene Strukturen
2.4.8 Sedimentgesteine

2.5 Ablagerungssysteme

- 2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

- 2.5.2 Ablagerungsmilieus

2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

2.5.2 Ablagerungsmilieus

2.6 Diagenese

- 2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
- 2.6.2 Klastische Diagenese
- 2.6.3 Karbonatdiagenese
- 2.6.4 Konkretionen

2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
2.6.2 Klastische Diagenese
2.6.3 Karbonatdiagenese
2.6.4 Konkretionen
2.7 Verwitterung
2.1 Die drei Hauptgesteinsarten

2.2 Magmatische Gesteine

- 2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

- 2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern

- 2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur)

- 2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
- 2.2.5 Vulkanische Gesteine
- 2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation
- 2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide
- 2.2.8 Vulkane
- 2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
- 2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen
- 2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite
- 2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
- 2.2.13 Pyroklastische Gesteine
- 2.2.14 Ultramafische Gesteine

2.2.1 Untersuchung magmatischer Gesteine

2.2.2 Intrusive magmatische Gesteine – Arten von Intrusivkörpern

2.2.3 Gefüge magmatischer Gesteine (Struktur und Textur)

2.2.4 Klassifikation magmatischer Gesteine
2.2.5 Vulkanische Gesteine
2.2.6 Weitere Aspekte der Klassifikation
2.2.7 Magmatite – S- und I-Typ-Granitoide
2.2.8 Vulkane
2.2.9 Vulkanische Ablagerungen
2.2.10 Vulkanische Eruptionstypen
2.2.11 Magmatische Gesteine – Plutonite
2.2.12 Vulkanite und Subvulkanite
2.2.13 Pyroklastische Gesteine
2.2.14 Ultramafische Gesteine

2.3 Metamorphe Gesteine

- 2.3.1 Temperatur, Druck und Metamorphosegrad

- 2.3.2 Metamorphe Fazies

- 2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine

- 2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

- 2.3.5 Identifikation von metamorphen Gesteinen

- 2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

2.3.1 Temperatur, Druck und Metamorphosegrad

2.3.2 Metamorphe Fazies

2.3.3 Struktur und Gefüge metamorpher Gesteine

2.3.4 Beschreibung metamorpher Gesteine

2.3.5 Identifikation von metamorphen Gesteinen

2.3.6 Ausgewählte metamorphe Gesteine

2.4 Sedimentgesteine

- 2.4.1 Unterscheidung von Sedimentfaziestypen

- 2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

- 2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung)

- 2.4.4 Massenströme
- 2.4.5 Erosionsstrukturen
- 2.4.6 Postablagerungsstrukturen
- 2.4.7 Biogene Strukturen
- 2.4.8 Sedimentgesteine

2.4.1 Unterscheidung von Sedimentfaziestypen

2.4.2 Beschreibung klastischer Sedimente

2.4.3 Sedimentstrukturen (Strömung und Wellenbewegung)

2.4.4 Massenströme
2.4.5 Erosionsstrukturen
2.4.6 Postablagerungsstrukturen
2.4.7 Biogene Strukturen
2.4.8 Sedimentgesteine

2.5 Ablagerungssysteme

- 2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

- 2.5.2 Ablagerungsmilieus

2.5.1 Plattentektonik und Ablagerungsmilieus

2.5.2 Ablagerungsmilieus

2.6 Diagenese

- 2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
- 2.6.2 Klastische Diagenese
- 2.6.3 Karbonatdiagenese
- 2.6.4 Konkretionen

2.6.1 Diagenese und diagenetische Bereiche
2.6.2 Klastische Diagenese
2.6.3 Karbonatdiagenese
2.6.4 Konkretionen
2.7 Verwitterung

3 Fossilien

- 3.1 Fossilien und Paläoökologie

- 3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien

- 3.1.2 Biostratigraphie

- 3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung

- 3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien

- 3.1.2 Biostratigraphie
- 3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung
- 3.2 Fossilgruppen

3.1 Fossilien und Paläoökologie

- 3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien

- 3.1.2 Biostratigraphie

- 3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung

3.1.1 Entstehung und Erhaltung von Fossilien
3.1.2 Biostratigraphie
3.1.3 Umweltbedingte Verbreitung
3.2 Fossilgruppen

4 Die geologische Karte – ein 3D-Modell

- 4.1 Inhalt und Aufbau geologischer Karten

- 4.2 Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien

- 4.3 Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht auf geologische Strukturen

- 4.4 Signaturen

4.1 Inhalt und Aufbau geologischer Karten

4.2 Interpretation und Verlauf von Ausbisslinien

4.3 Geologische Profilschnitte – die Seitenansicht auf geologische Strukturen

4.4 Signaturen

5 Wissen wo – Orientierung im Gelände mit Karte und GPS

- 5.1 Die topographische Kartengrundlage

- 5.2 Der Blattschnitt topographischer Karten

- 5.3 Topographische Informationen – geologisch interpretiert

- 5.4 Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

- 5.5 Geographische und magnetische Pole

- 5.6 Positionsbestimmung mithilfe der topographischen Karte

- 5.7 Standortbestimmung mit GPS

5.1 Die topographische Kartengrundlage

5.2 Der Blattschnitt topographischer Karten

5.3 Topographische Informationen – geologisch interpretiert

5.4 Projektionen – Was die Erde mit einer Apfelsine gemeinsam hat

5.5 Geographische und magnetische Pole

5.6 Positionsbestimmung mithilfe der topographischen Karte

5.7 Standortbestimmung mit GPS

6 Geologisch kartieren – von der Geländebeobachtung zur geologischen Karte

- 6.1 Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

- 6.2 Gesteinsansprache und Aufschlusssituation

- 6.3 Auf der Suche nach geologischen Grenzen

- 6.4 Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

- 6.5 Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

- 6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

- 6.5.2 Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche

- 6.5.3 Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche

- 6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

- 6.5.2 Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche

- 6.5.3 Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche

6.1 Die richtige Geländeausrüstung: Checkliste

6.2 Gesteinsansprache und Aufschlusssituation

6.3 Auf der Suche nach geologischen Grenzen

6.4 Lesesteinkartierung & Co. – klare Grenzen bei wenig Aufschlüssen

6.5 Anstehendes Gestein erkennen – Relief und Verwitterung

- 6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

- 6.5.2 Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche

- 6.5.3 Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche

6.5.1 Sedimentäre Abfolgen

6.5.2 Magmatische Gesteine an der Erdoberfläche

6.5.3 Metamorphe Gesteine an der Erdoberfläche

7 Gesteinsabfolgen und Krustendeformation – Tools und Aufnahmetechniken im Gelände

- 7.1 Tektonische Prozesse deformieren die Erdkruste

- 7.2 Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

- 7.2.1 Klüfte im Gelände

- 7.2.2 Verwerfungen

- 7.2.1 Klüfte im Gelände

- 7.2.2 Verwerfungen

- 7.3 Faltenstrukturen

- 7.3.1 Falten im Gelände erkennen und beschreiben

- 7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

- 7.3.1 Falten im Gelände erkennen und beschreiben

- 7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

- 7.4 Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

- 7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.5 Profilaufnahme und Probennahme

- 7.5.1 Die Profilaufnahme
- 7.5.2 Probennahme
- 7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie

- 7.5.1 Die Profilaufnahme
- 7.5.2 Probennahme
- 7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie
- 7.6 GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

7.1 Tektonische Prozesse deformieren die Erdkruste

7.2 Klüfte und Verwerfungen – Brüche im Gestein

- 7.2.1 Klüfte im Gelände

- 7.2.2 Verwerfungen

7.2.1 Klüfte im Gelände

7.2.2 Verwerfungen

7.3 Faltenstrukturen

- 7.3.1 Falten im Gelände erkennen und beschreiben

- 7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

7.3.1 Falten im Gelände erkennen und beschreiben

7.3.2 Nichttektonische Faltenstrukturen

7.4 Mit dem geologischen Kompass durch die deformierte Erdkruste

- 7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

- 7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

7.4.1 Bestimmung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

7.4.2 Das Schmidtsche Netz – Darstellung der Raumorientierung von Flächen und Linearen

7.5 Profilaufnahme und Probennahme

- 7.5.1 Die Profilaufnahme
- 7.5.2 Probennahme
- 7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie

7.5.1 Die Profilaufnahme
7.5.2 Probennahme
7.5.3 Gesteins- und Aufschlussfotografie
7.6 GIS und 3D-Modellierung in der Geologie

Serviceteil

- Stratigraphische Handtabelle von Deutschland

- Literaturverzeichnis

- Stichwortverzeichnis

Stratigraphische Handtabelle von Deutschland
Literaturverzeichnis
Stichwortverzeichnis